|
|
| |
 |
از Haldenhang تا Hillslope |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
H
HALDENHANG - دامنه پوشیده
دامنه پوشیده[1] معادل یک اصطلاح ژئومورفیک آلمانی است که توسط والتر پنک[2] (1924, see translation1953) برای "بخش پایین دست یک دامنه پیشنهاد شده است. یعنی دامنه کم شیبی که در پایین و قاعده یک دیواره سنگی پرشیب قرار گرفته و توسط قطعات واریزهای (تالوس[3] ) "پوشیده شده است. شکل 80، تشکیل یک دامنه پوشیده را در پایه یک دیواره سنگی نشان میدهد: تمام بخشهای این سطح سنگی به جز یک بخش آن، یعنی قاعده، از طریق ریزش سنگ، در معرض فرسایش قرار میگیرد. در این سطح تناوب تخریب وجود ندارد، زیرا هیچ اختلاف سنگشناسی وجود ندارد. این شرایط منجر می-شود که رویه سطحی سنگ پسرفت موازی[4] داشته و قاعده آن به تدریج به سمت بالا توسعه یابد. سرانجام یک دامنه سنگی با شیب ملایم ظاهر میشود که دامنه پوشیده نام میگیرد. تحت تأثیر هوازدگی سریع بخش سطحی سنگ دامنه پوشیده ممکن است توسط واریزه پوشیده شده و یک مخروط واریزه یا تالوس[5] را در سطح تشکیل دهد. با گذشت زمان، سطح سنگ متحمل تخریب بیشتری شده و نهایتاً دامنه پوشیده جایگزین آن خواهد شد.
شکل 80 : تشکیل یک هالدنهنگ در پایه یک سنگدیواره.
پنک[6] مدل کلاسیک خود را در رابطه با تکامل این لندفرم و براساس مشاهداتش از تشکیل دامنه پوشیده ارائه داد. سپس این مدل را برای تشریح فرآیندهای هوازدگی و فرسایش سطحی ناهمواریها مورد استفاده قرار داد (see SLOPE, EVOLUTION). پنک (1953)، دریافت که توسعه فرسایش سطحی دامنه، ابتدا از دامنههای پرشیب درّهای شروع شده و سپس دامنههای پوشیده با شیب ملایمتر جایگزین آنها میشود. مواد واریزهای در سطح دامنه پوشیده در نهایت توسط هوازدگی به مواد ریزتر تبدیل شده و شرایط مناسبی را برای خزش و شستشوی بارانی فراهم میکنند. تحت تأثیر این فرآیندها فرسایش به صورت پسروی موازی در دامنه پوشیده شروع شده و موجب توسعه یک دامنه کمشیب در قاعده آن میشود. سرانجام فرآیند پسروی دامنه توسط اعمال متقابل موجب تشکیل شیبهای مقعر و تدریجاً کمتر تولید میکند..
Reference
Penck, W. (1953) Morphological Analysis of Land Forms, trans. H. Czech and K.C. Boswell, London: Macmillian.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN (مترجم: عبداله یـزدی)
HAMADA - هامادا
فلات بزرگ سنگی و بدون پوشش گیاهی با گسترش بیش از دهها کیلومتر است که در صحرای بزرگ آفریقا، بیابانهای استرالیا و لیبی وجود دارد، مثل هاماداهای درعا و گیور شمالغرب صحرای بزرگ آفریقا (Mabbutt, 1977).
سطح هاماداها، سنگفرشهای قلوهسنگی نشان میدهد که میتوانند باقیمانده و نتیجه فروپاشی تشکیلات سنگی زیرین باشند یا اینکه میتوانند شامل بولدرهای حمل شدهای باشند که فقط تا فواصل کم جابهجا شده و رِگ[7] را تشکیل میدهند. رِگ به صورت یک لایه محافظ برای تشکیلات زیرین هامادا عمل میکند که اشکال برجستگی تثبیتشده نشان میدهد. هاماداهای صحرای بزرگ آفریقا، روی سطوح فرسایشی با سن مختلف قرار گرفته است: کرتاسه، الیگوسن، میوسن، پلیوسن، یا کواترنری (Conrad 1969). هاماداهای شمال صحرای بزرگ آفریقا توسط گسترش بر روی کوهپایه اطلس جنوبی با رخسارههای آواری و دریاچهای توربا[8] مشخص میشوند؛ توربا یک رسوب بدون لایهبندی است که توسط یک یا چند سطح سنگآهک دولومیتی سیلیسیشده، که هامادینی کاراپاس[9] نامیده میشوند، منقطع میگردد. تفسیر ژئوشیمیایی توربا و کاراپاس این است که آنها توسط رسوبگذاری قارهای در یک محیط دریاچهای تشکیل میشوند به گونهای که توسط فراوانی آتاپولگیت، دولومیت و کلسیت جدیداً تشکیل شده، مشخص میگردند.
References
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.
Mabbutt, J.A. (1977) Desert Landforms, An Introduction to Systematic Geomorphology, Cambridge, MA: MIT Press.
MOHAMED TAHAR BENAZZOUZ (مترجم: عبداله یـزدی)
HALDENHANG - فراز درّه (درّه معلّق)
یک درّه رودشاخه[10] است که در آن، کف درّه در انتهای پایینی، به میزان قابلتوجهی بالاتر از کف درّه اصلی در محل برخورد (تلاقی) میباشد. فرازدرّهها مشخصه فرسایش یخچالی در کوهها میباشند، زیرا در آنجا حجم بیشتری از تنه یخچالی قادر است مقاطع عرضی بزرگتری از درّه را در مقایسه با یخچالهای فرعی کوچکتر ایجاد کند که در نتیجه آن، کف درّه اصلی به سطح پایینتری فرسایش مییابد. رابطه بین اندازه فرورفتگیهای درّه یخچالی و تخلیه یخ برای اولین بار توسط پِنک[11] (1905) مورد توجه قرار گرفت؛ پنک آن را "قانون تنظیم مقاطع عرضی"[12] نامید. در واقع ارزیابیهای ژئومورفومتریک انجام شده در سالهای اخیر، این دیدگاه او را که اندازه تخلیه و فرورفتگی به طور متقابل تنظیم میشوند، به شدت حمایت میکند(Benn andEvans 1998: 365) .
فرازدرّهها، اشکال متنوعی دارند. در مناطق مرتفع کوهستانی، پروفیل عرضی، فرسایش یخچالی نوع U شکل نشان میدهد. اگر درّه رودشاخه، یخچالی نباشد یا فقط توسط یخ سرد و نازک اشغال شده باشد، آنگاه شکل V مانند قبل از ظهور یخچال ممکن است رواج داشته باشد. در برخی موارد، روی سطوح داخل درّه اصلی، آبشار سرازیر میشود، اما در مناطق مرتفع کوهستانی فرسایش به سمت رأس[13] رودشاخه، معمولاً یک تنگه باریک داخل بخشهای پایینتر کف فرازدرّه را قطع میکند.
جدای از مناطق یخچالی قبلی، فرازدرّهها گاهی در امتداد سنگشیبهای جوان گسلی یا در امتداد سواحلی که نرخ پسرفت صخره در آنها بیشتر از پتانسیل تنظیم رودخانههای کوچکتر است، تشکیل میشوند، به طور مثال میتوان به صخرههای کالک[14] در جنوب انگلستان اشاره نمود. فرازدرّهها همچنین میتوانند در مناطق کارستی که در آنها رودخانههای سطحی بهطور مستقیم روی سطح آب زیرزمینی جریان مییابند، تشکیل شده و توسعه یابند. اگر رودخانه اصلی به سمت پایین به سرعت بریده شود، سطح آب تدریجاً پایین آمده و رودشاخههای کوچکتر در نهایت به صورت فرازدرّههای خشک بالای درّه اصلی تبدیل میشوند.
References
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Penck, A. (1905) Glacial features in the surface of the Alps, Journal of Geology 13, 1–17.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN (مترجم: عبداله یـزدی)
HEADWARD EROSION - فرسایش قهقرایی (فرسایش پسرونده)
فرسایش قهقرایی، فرایندی است که توسط آن یک رودخانه به سمت بالادست خطتقسیم حوضه آبریز امتداد مییابد. فرسایش قهقرایی در رنجی از مقیاس جویچههای باریک[15] تا رودخانههای بزرگ، و در تمام محیطها تشکیل میشود. مناطق خشک، مناطق عمده برای پژوهش در رابطه با فرسایش قهقرایی میباشند، زیرا شرایطی که برای توسعه آبراهه و جویبارها مناسباند، در این مناطق فراوان یافت میشود. از طرفی فرسایش قهقرایی ممکن است توسط کپچر رودخانه نیز حاصل گردد (مترجم: کپچر رودخانه: انحراف طبیعی سرچشمههای یک جریان به کانال دیگر، که معمولاً ناشی از فرسایش سریع هیدوارد توسط جریان بعدی میباشد).
در هر شبکه کانال رودخانه، تقریباً نیمی از کل طول کانالها، در رودشاخههای انگشتی بدون انشعاب (درجه اول) [16] میباشد. بنابراین تغییرات محیطی که گسترش کانال را سبب میشود، تأثیر بالقوه زیادی در چشمانداز منطقه به جا میگذارد. در طول فرآیندهای تخلیه رأس کانالها، ممکن است فواصل زیادی به سمت بالاشیب توسعه یابد، یا در صورت پرشدن مجدد فضاهای خالی (فرورفتگیها)[17] پسرفت به سمت پایینشیب صورت میگیرد. در موارد با شدت بیشتر، طول آبگذرها[18] میتواند تا دهها متر در سال رشد یابد، همچنین ممکن است کانالهای خود را شکافته و کنارههای پرشیب مسیل ایجاد نماید .(Bull and Kirkby 2002). یک نتیجه نهایی احتمالی از این فرآیندها، تشکیل و ساخت بَدلند[19] (مترجم: منطقهای گسترده با فرسایش شدید، زمین غیرقابل کشت و با پوشش گیاهی کم) میباشد، که در آنجا هیچ زمینی باقی نمیماند که برای کشاورزی مناسب باشد یا میزان آن ممکن است بسیار کم باشد.
فرسایش قهقرایی در رأس کانال رخ میدهد (منطقه مؤثر[20] را ببینید). به لحاظ دینامیک و پویایی منظره، رأس کانال یکی از مهمترین عناصر سیستم جفتشده دامنه-کانال[21] میباشد. مکان رأس کانال، فاصله تا خط تقسیم (مرز) حوضه آبریز[22] را کنترل میکند و بنابراین روی تراکم زهکشها و متوسط طول دامنه[23] یک حوضه تأثیر میگذارد (هرچند که تناوب انشعابات، زوایای محل تلاقی و فواصل شاخهها نیز مهم هستند) (Bull and Kirkby 2002). موقعیت سر کانال توسط توازن تأمین و حذف رسوب کنترل میشود (Kirkby 1980; Dietrich and Dunne 1993). بنابراین تغییر در هر کدام از فاکتورهایی که روی این تعادل تأثیر میگذارد، مثلاً نوسانات در آب و هوا و یا تغییر کاربری زمین، تغییر در فرسایشپذیری سطح، نرخهای تأمین رسوب و نرخ رواناب و غیره، ممکن است منجر به فرسایش قهقرایی گردد.
گسترش کانال در نتیجه آرایش پیچیدهای از فرآیندها حاصل میشود که تغییرات در شیب، نوع خاک، ضخامت خاک، نوع پوشش گیاهی و تراکم آن را منعکس میسازد. این فرآیندها شامل فرآیندهای جریان روی سطح، آغاز تشکیل مجرا و ریزش، شکستن تودهها و تشکیل دامنه میباشد (که با پرشدن کانالها تأثیری معکوس بر فرسایش قهقرایی دارند).
جریان روی سطح[24]، در آبگذرهای[25] کوچک و یا به صورت ورقههایی با عمق متوسط روی سطوح بزرگ رخ میدهد. برای رخداد فرسایش، نرخ بارندگی میباید از مقاومت سطح خاک تجاوز کند. فرسایشپذیری، تابعی از نفوذپذیری سطح، خصوصیات فیزیکی و شیمیایی، که چسبندگی خاک را تعیین میکنند، و پوشش گیاهی میباشد.
در بعضی از مناطق، ارتباط نزدیکی بین مجراسازی[26] (مجرا و مجراسازی را ببینید) و فرسایش قهقرایی وجود دارد. تأثیرات فرساینده جریان از طریق کانالهای زیرسطحی ممکن است منجر به فرسایش تونلی و متعاقباً ریزش شود که دلیلی بر فرسایش قهقرایی میباشد. شدت مجراسازی نشاندهنده تعامل مهم بین شرایط آب و هوایی، ویژگیهای خاک/رگولیت و شیب (گرادیانهای) هیدرولیک محلّی میباشد.
شکستن تودهها نیز در رأس کانالها رخ میدهد که باعث فرسایش قهقرایی میگردد. شکستن رأس کانالهای پرشیب هنگامی رخ میدهد که نیروهای راندگی بر نیروهای مقاومت غلبه کند. رأس کانالها متحمل سه نیروی مختلف میشوند: 1. وزن خاک، 2. وزن آب اضافه شده طی نفوذ یا بالاآمدن سطح سفره آب و 3. نیروی نشت حاصل از تراوش و نفوذ آب (Bradford and Piest 1977). تغییر در میزان آب مهم است زیرا این فاکتور تأثیر زیادی بر مقاومت برشی خاک دارد. مقاومت برشی نیز توسط چرخههای گرم و سرد شدن و مرطوب و خشک شدن تحتتأثیر قرار میگیرد. ترکهای کششی عمودی، با کاهش چسبندگی، به کاهش کلّی پایداری[27] تمایل داشته و هنگامیکه با آب پر میشوند، فشار آب منفذی به طور چشمگیری افزایش مییابد که اغلب منجر به شکستگی میگردد.
فرآیندهای دامنه مثل بارش باران، چرخههای مرطوب و گرم شدن و عمل سرما، به صورت پر کردن کانالها عمل کرده و بنابراین فرسایش قهقرایی معکوس میشود. برای شکافهایی که نرخ حمل رسوب را به سمت خارج از شکاف افزایش میدهند، نیز این نرخ باید از نرخ ورود رسوب در همان نقطه تجاوز کند، در غیر این صورت پرشدن رخ خواهد داد. فرآیندهای دامنه بین جویبار[28] عبارتاند از پاشش باران[29] و جاریشدن (جریان) باران. هر دو فرآیند به برخورد قطرات باران به مواد ناپیوسته خاک بستگی دارد. شکستن تودهها نیز اگر مواد شکسته شده جابهجا نشود، ممکن است به صورت پرکننده کانالها عمل کنند، لیکن در قاعده برشهای رأس[30] رایج میباشند.
به طور قراردادی دو روش مفهومی برای درک فرآیندهای عملکننده در رأس کاناس وجود دارد: روش پایداری (ثبات)[31] (Smith and Bretherton 1972) و روش آستانه[32] (Horton 1945). روش پایداری بر این مطلب تأکید دارد که رأس کانال، نقطهای را نشان میدهد که در آن حمل رسوب در مقایسه با حالت خطی به سمت پایین شیب، سریعتر افزایش مییابد. این امر معمولاً به شستشوی غالب، نیازمند است. روش آستانه این دیدگاه را دارد که رأس کانال، نقطهای را نشان میدهد که در آن، فرآیندهایی که در بالادست[33] عمل نمیکنند، اهمیت مییابند. بازهم تعادل رسوب است که تعیین میکند آیا رأس کانال پایدار میباشد یا مهاجرت میکند، با این حال، تغییر دامنه فرآیندها، شکاف را به حرکت وامیدارد. امّا واضح نیست که در فرآیند برشِ رأس همیشه تغییر وجود دارد یا اینکه در یک فرآیند، تغییر در شدت رخ میدهد و یا اینکه تغییری در توزیع مکانی، عامل شکاف (برش)[34] میشود. روشهای مختلفی وجود دارند که تمایل میرود برای محیطهای مختلف و تعیین دو انتهای طیف فاکتورهایی که با هم ترکیب شده و رأس کانال را میسازند، بهتر مطالعه شوند. این مدلها به درک ما از فرسایش قهقرایی و پیشبینی آن کمک میکنند.
References
Bradford, J.M. and Piest, R.F. (1977) Gully wall stability in Loess derived alluvium, Journal of the American Soil Science Society 41, 115–122.
Bull, L.J. and Kirkby, M.J. (eds) (2002) Dryland Rivers: Hydrology and Geomorphology of Semi-Arid Channels, Chichester: Wiley.
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1993) The channel head, in K. Beven and M.J. Kirkby (eds) Channel Network Hydrology, 175–219, London: Wiley.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, American Geological Society Bulletin 56, 275–370.
Kirkby, M.J. (1980) The stream head as a significant geomorphic threshold, in D.R. Coates and A.D. Vitek (eds) Thresholds in Geomorphology, 53–73, London: Allen and Unwin.
Smith, T.R. and Bretherton, F.P. (1972) Stability and the conservation of mass in drainage basin evolution, Water Resources Research 8, 1,506–1,529.
SEE ALSO: arroyo; badland; donga; gully; pipe and piping; tunnel erosion
LOUISE BRACKEN (NهE BULL) (مترجم: عبداله یـزدی)
HIGH-ENERGY WINDOW - پنجره با انرژی بالا
نیومن[35] (1975) پیشنهاد کرد که در اواسط هولوسن، روی سطوح سواحل گرمسیری، دورهای وجود داشته است که در آن انرژی موج خیلی بیشتر از امروز بوده است. این امر در طی مرحله ای رخ داده است که در آن سطح امروزی دریا، برای اولین بار پیشروی فلاندرین[36] (هولوسن) را تجربه کرده بود و قبل از گسترش حفاظت ریفهای مرجانی بوده است. این پنجره ممکن است در یک مقیاس محلّیتر و روی ریفهای منفرد نیز عمل کند؛ در این پنجره، موجها روی حواشی یک پهنه ریفی گسترده مثل امروز شکسته نمیشده است، بلکه قبل از توسعه پهنه ریفی، به صورت گستردهتری روی رأس یک ریف مغروق شده کمعمق[37]، شکسته میشده است (Hopley 1984).
References
Hopley, D. (1984) The Holocene ‘high energy window’ on the central Great Barrier Reef, in B.G. Thom (ed.) Coastal Geomorphology in Australia, 135–150, Sydney: Academic Press.
Neumann, A.C. (1972) Quaternary sea level history of Bermuda and the Bahamas, American Quaternary Association Second National Conference Abstracts,
41– 44.
A.S. GOUDIE (مترجم: عبداله یـزدی)
HILLSLOPE-CHANNEL COUPLING - دامنه - کانال زوجی
جریان از دامنهها به سیستم کانال، توسط دامنههای فرآیند[38] بین عناصر مختلف سیستم حوضه آبریز کنترل میشود. برانسدِن[39] (1993) سیستمهای جفتشده[40] را به صورت انواعی تعریف کرد که در آنها یک انتقال آزاد انرژی بین عناصر وجود دارد، به طور مثال، جاییکه یک کانال رودخانه مستقیماً یک دامنه را از زیر برش میدهد، درحالیکه سیستمهای جفتنشده[41] انواعی هستند که در آنها یک سد (مانع) حضور دارد، مثلاً در مورد یک دشت سیلابی که میان دامنه تا کانال قرار میگیرد. بنابراین، میزانی که دامنه با کانال جفت میشود، تابع هر فاکتوری است که روی اتصال آن تأثیر بگذارد، و ممکن است مرتبط با تغییر مکانی خواصی مانند بافت خاک یا پوشش گیاهی باشد (جریان روی سطح را ببینید). یک دشت سیلابی ممکن است باعث شود که دامنه به شدت با کانال جفت شود اگر نرخ نفوذ آن به قدر کافی کم باشد یا در زمانهایی پیش از این اشباع بوده باشد. کانال اصلی ممکن است به واسطه حضور کانالهای فرعی در امتداد لبه دشتهای سیلابی (کانالهای آزاد) و یا توسط کانالهای زهکش دستساخته انسان، از دامنه جدا شود.
قدرت جفتشدن ممکن است روی نوع فرآیندی که در دو طرف مرز رخ میدهد، تأثیر بگذارد. کانالی که یک دامنه را مستقیماً از زیر برش میدهد ممکن است باعث تشکیل یک دامنه (شیب) محلّی شود که این شیب ممکن است به اندازهای باشد که جویچهها و آبگذرها (آبگذر را ببینید) را روی دامنه تشکیل دهد، یا ممکن است منجر به شکسته شدن قاعده دامنه گردد (e.g. Harvey 1994). در تمام موارد، میزان تغذیه رسوب به داخل کانال افزایش خواهد یافت و ممکن است باعث شود دامنه جدا شده (جداشدن یا کندن[42] را بببنید) یا شکل طرح آن را تغییر دهد (رودخانههای شاخهشاخه[43] را ببینید). نرخ حذف رسوب از قاعده یک دامنه نسبت به تأمین آن توسط فرآیندهای روی دامنه نیز روی شکل تکامل در بلندمدت تأثیر میگذارد (شیب، تکامل را ببینید). دامنههای جفتشده تمایل به داشتن پروفیلهای پستتر و محدبتر دارند، درحالیکه دامنههای جفتنشده خواهان تهنشست در قاعده دامنه میباشند که منجر به پروفیلهای پستتر و مقعر میشوند. همچنین دامنههای به شدت جفتشده، نسبت به تغییرات در هر جایی از سیستم حوضه آبریز، حساسیّت بیشتری نشان خواهند داد.
بررسی قدرت جفتشدگی ممکن است در حوزه ژئومورفولوژی کاربردی نیز مهم باشد. پایداری دامنه (ثبات شیب) حاصل از برشخوردگی در اینجا فرآیند مهم دیگری است، با وجود آنکه، بارت[44] و هیکاک[45] (1993) تأثیر میانههای دشت سیلابی را روی کیفیت آب مورد بحث قرار دادند. در رابطه با کیفیت آب برای مثال میتوان آلایندههای حمل شده توسط رواناب (تولید رواناب را ببینید) حاصل از دامنهها را اشاره نمود.
References
Brunsden, D. (1993) The persistence of landforms, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 93, 13–28.
Burt, T.P. and Haycock, N.E. (1993) The sensitivity of rivers to nitrate leaching: the effectiveness of nearstream land as a nutrient retention zone, in D.S.G. Thomas and R.J. Allison (eds) Landscape Sensitivity, 261–272, Chichester: Wiley.
Harvey, A.M. (1994) Influence of slope/stream coupling on process interactions on eroding gully slopes, in M.J. Kirkby (ed.) Process Models and Theoretical Geomorphology, 247–270, Chichester: Wiley.
Further reading
Harvey, A.M. (2002) Effective timescales of coupling within fluvial systems, Geomorphology 44, 175–201.
Michaelides, K. and Wainwright, J. (2002) Modelling the effects of hillslope-channel coupling on catchment hydrological response, Earth Surface Processes and Landforms 27, 1,441–1,457.
JOHN WAINWRIGHT AND KATERINA MICHAELIDES (مترجم: عبداله یـزدی)
HILLSLOPE, FORM - دامنه، شکل
دامنهها چه هستند؟ (What are hillslopes?)
غالب سطح زمین توسط دامنهها[46] اشغال شده است. بنابراین دامنهها یک عنصر اصلی در تمام مناظر میباشند (Finlayson and Statham 1980) و اجزاء بنیادین سیستمهای مورفولوژیک هستند (سیستمها در ژئومورفولوژی را ببینید). امّا "در هر تعریف ارزشمندی از دامنهها، یک عدم هیجان وجود دارد"(Schumm and Mosley 1973; Dehn et al. 2001) . دامنهها تنوع خیلی زیادی در اندازه و شکل دارند؛ و واژههای کم و بیش مترادفی برای پدیده دامنه استفاده میشود: مثلاً شیبدرّه، شیبکنارتپّه، دامنههای کوه[47]. توصیف شکل دامنه، یک مسئله اساسی در ژئومورفولوژی است (ژئومورفومتری را ببینید).
در مجموع، یک دامنه، یک واحد ساختاری است که بخشی از سطح زمین میباشد و مشخصات مخصوص به خود دارد (سیستم خشکی را ببینید). یک دامنه، به صورت یک مشخصه اصلی میتواند به این صورت تعریف شود: "یک واحد ساختاری زمینشناسی شیبدار (مایل) با زوایه شیب بیشتر از آستانه یک منطقه پست βmin (جداکننده دامنه از دشت) و کوچکتر از آستانه یک ساختار مرتفع βmax (جداکننده دامنه از دیوارههای عمودی مثل صخرهها یا برجستگیها)، که توسط واحدهای ساختاری مرتفعتر و پستتر محصور میگردد (Dehn et al. 2001). علاوهبراین دامنهها تعریف دیگری دارند که شامل موقعیت داخل چشماندازها به صورت یک مفهوم ظاهری میباشد. برای مثال، یک درّه فقط میتواند با دامنههای همراه خود وجود داشته باشد. علاوهبراین، اندازه و مقیاس، خصوصیات مهمی برای تعریف دامنهها میباشند: یک کوهنورد در گراندکانیون[48] ممکن است اجزاء یک لبه درّه را به صورت یک دامنه منفرد و منحصربه خودش تعریف کند، درحالکه، یک خلبان درحال پرواز بر فراز صحنه، ممکن است کل کرانه کانیون را به صورت یک دامنه تعریف کند. دامنهها در نتیجه فرآیندهای دامنه (فرآیندهای دامنه را ببینید) که در مقیاسهای زمانی مختلفی عمل کردهاند، تشکیل شدهاند. بنابراین دامنهها واحدهایی هستند که در آنها مؤلفه به سمت پایین شیب یعنی استرس ثقل (β g sin) نقش مهمی را در عملکرد فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفولوژیک ایفا میکند. امّا یک دامنه معمولاً محصول تنوعی از فرآیندهایی است که در مکان و زمان به طور متقابل عمل میکنند؛ بنابراین دامنهها، توالیهایی از واحدهای شیبدار با مشخصات متفاوت تشکیل میدهند (شکل 81 را مقایسه کنید؛ شیب، تکامل را ببینید).
بنابراین، مشخصات بنیادین برای تعریف یک دامنه عبارتاند از: 1. هندسه محلّی، 2. ارتباط با ساختارهای خارجی، 3. مقیاس و 4. فرآیندهای مرتبط. استفاده از این خصوصیات بنیادین به صورت تعریفی از دامنه، به استنباط یا کاربرد خاص آنها بستگی دارد که در این صورت یک مدل معنایی خاص برای دامنهها میباشند (Dehn et al. 2001). در ژئومورفولوژی، اشکال دامنه معمولاً به صورت آرایشهایی از واحدهای منفرد دامنه توصیف میشوند. این مفهوم، توصیف و طبقهبندی دامنهها را آسان میسازد و قادر به مدلسازی متقابل شکل دامنه به همراه فرآیندهای تشکیل ژئومورفولوژیک آن میباشد. بنابراین، آنالیز دامنه، دو جنبه مرتبط اصلی را با هم ترکیب میکند: یعنی: تجزیه یک پروفیل دامنه به واحدهای آن، و تلفیق یک دامنه با آرایش دادن واحدهای تشکیلدهنده آن. این مراحل آنالیز در سه بعد برای یک دامنه، و یا به روش سادهتر به صورت دوبعدی برای یک پروفیل دامنه انجام شده است. واژههای مرتبط استفاده شده در اینجا، در جدول 23 لیست شدهاند.
جدول 23: اجزاء (مولفهها) و واژگان اصلی برای آنالیز دامنه
| اجزای دامنه |
تعریف |
| پروفیل دامنه |
خطِ جریان متصلکننده خطتقسیم زهکشی به تالوگ |
| توپوسکانس دامنه |
ترتیب واحدهای دامنه، داخل دامنه |
| واحد شیب (واحد) |
بخشی از دامنه، با مشخصات خاص: بخش یا عنصر |
| بخش |
واحد با زاویه شیب همگن (یکجور) |
| عنصر |
واحد با انحنای همگن (یکجور) |
| عنصر محدب |
عنصر با افزایش زاویه به سمت پایین دست (پایین شیب یا دامنه) |
| عنصر مقعر |
عنصر با کاهش زاویه به سمت پایین دست (پایین شیب یا دامنه) |
| بخش ماکزیمم |
بخش، پرشیبتر از واحدهای بالا و پایین |
| بخش مینیمم |
بخش، با شیب آرامتر از واحدهای بالا و پایین |
| بخش قلّه |
بخش محصور شده با شیبهای روبهپایین در دوطرف مخالف |
| بخش قاعده |
بخش محصور شده با شیبهای روبهبالا در دوطرف مخالف |
| واحد نامنظم |
واحد شیب (دامنه) با تغییرات مکرر در زاویه و انحناء |
منبع: یانگ (1972؛ با اصلاح و بسط)
واحدهای دامنه (Hillslope units)
آنالیز دامنه توسط زیرتقسیمبندی یک دامنه به واحدهای مختلف، انجام شده است. چند روش برای همگون ساختن واحدهای دامنه[49] با استفاده از واژههای کیفی وجود داشتهاند(e.g. Speight 1990) . عمدتاً یک دامنه توسط یکسری واحدهای اصلی توصیف میشود که این واحدها خود، توصیفکننده تغییرات شیب، خمیدگی (انحناء)[50] و فرآیندها در امتداد پروفیل دامنه میباشند.
- پشته/قلّه/میاناب[51]: واحد محدب/خط مستقیم؛ پایدارترین واحد در منظره، اگر پهنای آن قابلتوجه باشد؛ عمدتاً انتقال آب به صورت عمودی است؛ با خاکهای بسیارضعیف زهکششده.
- حاشیه/میانه بالای شیب[52]: عنصر تحدب؛ واحد ناپایدار به علت فرآیندهای فرسایش؛ حداقل ضخامت خاک.
- پشت شیب/میانه شیب[53]: معمولاً دارای بخشهای با خط مستقیم؛ واحد ناپایدار؛ زهکشی شدید جانبی؛ حمل رسوب؛ خاکهای با عمق متغیّر.
- پای شیب/میانه پایین شیب[54]: عنصر مقعر؛ تهنشست رسوب؛ واحدناپایدار؛ ضخامت خاک تمایل به افزایش دارد.
- پنجه شیب/دشت سیلابی[55]: واحد مقعر/خط مستقیم؛ ورود رسوب از بالادست و دامنه؛ واحد ناپایدار؛ خاکهای ضخیمتر.
در جهت کانتورها، دامنهها معمولاً به صورت عناصر فرورفتگیهای دامنه[56]، زبانهها (یا دماغهها)[57] و درّههای با شیب مستقیمالخط در دامنه، با استفاده از طرح منحنی، لایهلایه (تقسیمبندی) میشوند. روش دیگر برای طبقهبندی واحد دامنه براساس موقعیت داخل حوضه زهکشی میباشد: یانگ[58] (1972؛ 4)، "اجزای شیب[59]" را تشخیص داد: شیبهای رأس درّه، شیبهای انتهای زبانه، و شیبهای لبه درّه. اسپیت[60] (1990) لیستی جامع از نامهای عناصر مختلف زمین[61] ارائه داد که شامل بسیاری از واحدهای دامنه میباشد. بنابراین واحدهای دامنه عموماً جنبههای مختلف شکل سطح زمین را ثبت میکنند: 1. زاویه شیب، 2. انحناء، 3. موقعیت داخل حوضه زهکشی و 4. موقعیت داخل دامنه. این خصوصیات استفاده میشوند تا مدلهای کمّی واحدهای دامنه حاصل شوند (ادامه را ببینید). علاوهبراین، واحدهای دامنه با فرآیندهای مختلف ژئومورفیک و خصوصیات رگولیت مرتبط میباشند (بالا را ببینید و با اسپیت، 1980 مقایسه کنید). این امر منجر به استفاده از واحدهای دامنه برای مدلسازی منظره خاک میشود (ژئومورفولوژی خاک را ببینید)، که برای مثال به مفهوم کاتنا[62] (زنجیره) رسمیت میدهد.
یکی از روشهای کمّی اولیه در آنالیز دامنه، که تماماً براساس خصوصیات ژئومورفومتریک میباشد، توسط ساویگییِر[63] (1952) و با استفاده از مختصات اجزاء پروفیل (گرادیان ثابت شیب)[64]، بخش شیب[65] (گرادیان ثابت شیب شامل چند مختصات پروفیل) و عنصر شیب[66] (منحنی ثابت محدب و مقعر)، مطرح شد. این واحدها با شکست شیب، که توسط تغییری واضح در گرادیان شیب مشخص میشوند، مرزبندی میگردند. این روش توسط یانگ (1972)، که شیب را به صورت واحدهای محدب، مقعر و مستقیم الخط تقسیمبندی نمود (جدول 23) بسط داده و سنجیده شد.
آن روشهای اولیه عمدتاً روی توصیف کمّی پروفیلهای دامنه متمرکز شده بودند؛ امّا، یک دامنه یک ویژگی خطی ساده نیست، بلکه یک واحد لندفرم دوبعدی داخل فضایی سهبعدی است که به صورت لایه مرزی یک توده سهبعدی لیتولوژیک عمل میکند.
بنابراین مشخصه شکل محلّی دامنه، براساس مشتقات سطح زمین میباشد: گرادیان، که دو مؤلفه دارد، زاویه شیب و زوایه انحراف؛ و انحناء که معمولاً توسط دو مؤلفه در پروفیل و کانتور یا جهات مماس توصیف میشود (خصوصیات مورفولوژیک را ببینید). انحناء میتواند به صورت سطوح تحدب، تقعر و خط مستقیم طبقهبندی گردد (Young 1972). بنابراین ترکیب سه مشخصه انحناء شیب پروفیل و سه مشخصه طرح انحناء[67] منجر به 9 واحد احتمالی دامنه میشود که توسط دیکائو[68] (1989) به صورت عناصر اصلی شکل منظره تعریف شدهاند (شکل 81). آنها یک توصیف گسسته از سطح دامنه به صورت واحدهای با مشخصه انحنای هموژن ارائه میدهند.
زاویه شیب برای توصیف دامنهها توسط بخشهای شیبدار[69] استفاده شده است (جدول 23). یانگ (1972: 173) چند طبقهبندی زاویه شیب را مقایسه کرده و یک سیستم با هفت رده پیشنهاد داده است: 0 تا 2 درجه، مسطح تا کمی آرام؛ 2 تا 5 درجه، آرام؛ 5 تا 10 درجه، متوسط؛ 10 تا 18 درجه، متوسط تا شیبدار؛ 18 تا 30 درجه، شیبدار؛ 30 تا 45 درجه، خیلی شیبدار؛ بیش از 45 درجه، پرشیب تا قائم/ دیواره معلّق. زوایای محدودکننده[70]، رنج زوایای شیبی را که در آنها اشکال خاص شیب رخ میدهد، توصیف میکنند. این زوایا شامل زوایای محدودکننده ماکزیمم و مینیمم میباشند که مرتبط با شرایط محیطی و فرآیندهای متناظر ژئومورفیک هستند. زاویه استقرار[71] (استقرار و زاویه آن را ببینید) (مترجم: پرشیب ترین زاویهای که در آن یک سطح شیبدارِ تشکیل شده از مواد سست، پایدار است) ماکزیمم زاویه را برای یک ماده معین از نوع گرانولار، تعریف میکند. یانگ (1972: 165) تعدادی شکل برای زوایای محدود کننده واحدهای دامنه، تحت شرایط مختلف محیطی و لیتولوژی ارائه داده است.
یک پارامتر دیگر برای توصیف واحدهای دامنه، موقعیت آنها در توپوسکانس دامنه میباشد (جدول 23). معمولاً واژههای کیفی مثل بالاشیب، میانشیب و پایینشیب به کار برده میشود. یانگ (1972) برای واحدهای بالایی و پایینی از روابط همسایگی استفاده کرد تا واحدهای دامنه را توصیف نماید (برای مثال، بخش ماکزیمم و مینیمم را در جدول 23 ببینید). امّا برای پروفیلهای پیچیدهتر، این اندازهگیریها برای توصیف موقعیت قطعی دامنه، شکست خورد و نیاز شد تا قواعد کمّی مشتق شده از طول و یا ارتفاع کلّی دامنه معرفی گردد.
بررسیهای انجام شده روی اشکال دامنهها، برروی روابط فرآیند-شکل[72] متمرکز شد، یعنی توضیح یک شکل خاص از شیب (واحد شیب) توسط تکامل دامنه، و فرآیندهای همزمان. یانگ (1972: 92) یکسری توضیحات کلاسیک از شیبهای محدب، مقعر و مستقیمالخط ارائه داد. عناصر تحدب شیب به طور کلّی فرآیندهای فرسایش را نشان میدهند، که با طول شیب (شستشوی سطحی) افزایش مییابد، به علاوه خزش خاک و هوازدگی به صورت فرآیندهای غالب رژیم برای شیبهای محدب شناسایی شدهاند. شیبهای خط مستقیم، عموماً شرایط فرسایشی به لحاظ مکانی هموژن[73] را نشان میدهند، یعنی شیب به صورت واحدهای حمل شده موازی یا ساکن پسرفت میکند. بخشهای مقعر دامنهها، توسط تجمع رسوب، به علت سطوح ثابت قاعده و/یا توسط شستشوی سطح و به صورت مشابه با پروفیلهای مدرج رودخانه توضیح داده میشوند. امّا از آنجا که دامنهها پدیدههای پیچیده با تاریخچه تکاملی طولانی میباشند، بسیاری از فرآیندها و مؤلفههای متقابل میتوانند رخ دهند. بنابراین، این فرضیات ساده عموماً با مورد خاصی از دامنه مچ (متناظر) نشده و صرفاً میتوانند به عنوان راهنما (دستورالعمل) مورد استفاده قرار گیرند.
شکل 81: عناصر بنیادین شکل دامنه که توسط طرح و پروفیل انحناء طبقهبندی شده است (کیکایو، 1980)
پروفیلها و توپوسکانسهای دامنه (Hillslope profiles and toposequences)
دامنههای کامل، اغلب توسط پروفیلهای دامنه نشان داده میشوند. با توجه به یانگ (1972) و پارسونز[74] (1988) یک پروفیل دامنه میتواند به صورت خطی روی سطح زمین تعریف شود که یک نقطه آغاز در خط تقسیم آبریز را به یک نقطه انتهایی در تالوگ[75] (مترجم: عمیقترین بخش کانال رودخانه) وصل کرده و جهتی به سمت پرشیبترین بخش را دنبال میکند. پروفیلهای دامنه، بااستفاده از توزیع عادی زوایای شیب، برای مشخص ساختن انواع مختلف ساختارها استفاده شدهاند. تفاوت در توزیعهای تکراری زاویه شیب، مرتبط با لیتولوژی (مقاومت مواد)، آب و هوا (استرس از طریق بارندگی و حرارت)، و حالت تکامل شیب (زوایای محدودکننده را در بالا ببینید) میباشد. پروفیلهای دامنه معمولاً چند قلمرو فرآیند را پوشش میدهند. اغلب بخش بالایی یک شیب توسط فرسایش، بخش میانی توسط حمل و بخش قاعده توسط تهنشست مشخص میگردد. بنابراین، توپوسکانسها استفاده میشوند تا ترتیب واحدهای متفاوت داخل پروفیل دامنه توصیف گردد. مشخصه این سکانسها، اطلاعاتی در رابطه با سیستم شیب ارائه میدهد. این امر میتواند برای طبقهبندی دامنهها استفاده شود. یک توپوسکانس ممکن است شامل یک شیب ساده (تکسکانس، مثل یک عنصر مستقیم الخط متصلکننده پشته و درّه)، یا به صورت دو یا چند واحد (چندسکانس، مثل شیبهای محدب-مقعر) باشد (Speight 1990: 14). برای حالت چندسکانسه، رده واحدهای شیب مثل XMV برای شیب محدب-مستقیم-مقعر) و طول نسبی همان واحدها میتواند برای مشخص ساختن کل پروفیل استفاده شود (Young 1972: 189).
توصیف واحدهای شیب در تمام شرایط شیب دوبعدی در فضای سهبعدی نیز بخشی از آنالیز یک توپوسکانس میباشد. دیکائو (1989) و اشمیت[76] و دیکائو (1999) از پارامترهایی مثل روابط همسایگی، فاصله تا خطتقسیم آبریز، یا اختلاف ارتفاع تا کانال زهکشی استفاده کردند تا سیستمهای پیچیده دامنه را طبقهبندی و جمعبندی کنند.
مدلهای مختلفی از شکل پروفیل دامنه بسط داده شده است که برای یک توپوسکانس دامنه خاص با تاریخچه تکاملی و فرآیندهای همزمان ژئومورفیک مرتبط میباشند. وود[77] (1942) واژه "شیبهای رو به بالا[78]" را برای واحدهای محدب دامنه روی رأس که توسط عمل فرآیندهای هوازدگی، روی رأس صخره توسعه مییابند، معرفی نمود. علاوهبراین، وود، "شیبهای پایینرو[79]" را برای واحدهای تهنشستی مقعر دامنه، که در قاعده یک واریزه طی جورشدگی رسوب به علت فرآیندهای آبی توسعه مییابند، تعریف کرد. کینگ[80] (see Young 1972: 37) یک مدل کلاسیک توپوسکانسی 4 واحدی را بر اساس کار وود (1942) بسط داد. قلّه[81] (شیب روبهبالا یا روبهافزایش)، یک عنصر محدب از فرسایش اندک توسط فرآیندهای هوازدگی و خزش است. تکامل کل دامنه از یک بخش فعال شیبسنگ با زاویه پرشیب ناشی میشود (فرسایش جوی، حرکت تودهها[82]). خردههای ریزشی پاییندست در بخش شیب، توسط رسوبی تشکیل میشوند که طی شیبسنگ فراهم شده و توسط زاویه لغزش[83] مواد درشتتر تعیین میشوند. سنگفرش (شیب پایینرو یا روبهپایین) یک مسیر مستقیمالخط-مقعر، با عنصر فرسایش رو به بالاست، که توسط شستشوی سطح تولید شده و به دشتهای آبرفتی متصل میگردد. دالریمپل[84] و همکاران (1969)، توپوسکانس کینگ را به صورت یک مدل شیب 9 واحدی بسط داد (شکل 82). این سکانس شامل سه واحد بالاشیب، یک واحد با فرسایش شدید (4)، یک میانشیب انتقالی (5)، پایهشیب با تهنشست کوهپایهای (شنانباشت) (6) و سه واحد با زاویه کم که با عمل رودخانه همراه است. مدلهای نظری دامنه، مانند اینها، به درکی از عملکرد واحدهای دامنه و سکانسهای دامنه منجر شده و میتوانند با توجه به رژیمهای فرآیند غالب، برای طبقهبندی دامنهها استفاده شوند. مدلهای عددی دامنه (مدلها را ببینید) امروزه برای رفتار نمادین فرآیندها و تکامل پیشبینی شده توسط مدلهای نظری دامنه، استفاده میشوند و از این طریق در درک شکل و تکامل دامنه براساس دانش رایج از فرآیندهای فیزیکی، سهیم هستند.
شکل 82 : مدل 9 واحدی دامنه از دالریمپل و همکاران (1969) (با اصلاح).
اندازهگیری و آنالیز دامنهها (Measurement and analysis of hillslopes)
برای اندازهگیری شکل دامنهها، تکنیکهای متعددی وجود دارد. انتخاب روش مستقیم دستی براساس مشاهدات صحرایی و اندازهگیریهای غیرمستقیم از نقشهها و تصاویر هوایی در کار گودی[85] (1990) توصیف شده است. پیشرفت در تکنولوژیهای کامپیوتری و در دسترس بودن مدلهای برجستهسازی دیجیتال (DEMs) منجر به انقلابی فوقالعاده در آنالیز شکل دامنه در دهههای اخیر شده است. تکنولوژیهای GIS (GIS را ببینید) با الگوریتمها، برای محاسبه خصوصیات مورفومتریک، شامل گرادیان شیب، انحناء شیب و مسیرهای جریان، امروزه ابزاری رایج برای آنالیز ژئومورفومتریک دامنه میباشد (Schmidt and Dikau 1999). DEM های بر مبنای راستر[86] با رزولوشنهای خیلی بالا و از طریق پیشرفت دادههای ماهوارهای، در مقیاس جهانی در دسترس هستند. در نتیجه، بسیاری از عملگرهای عددی ژئومورفومتریک، براساس راستر هستند. یک GIS معمولی برای آنالیز دامنه شامل مؤلفههای زیر است (جدول 24). خصوصیات مورفومتریک محلّی دامنهها (ارتفاع، انحناء، گرادیان؛ اشمیت و دیکائو، 1999 را ببینید) از DEMهای شبکهبندی شده از طریق الحاق محلّی، تولید میشوند، درحالیکه پارامترهای پیچیده براساس الگوریتمهای مسیریابی جریان میباشند. ازآنجاکه شیب و انحناء، شدیداً به مقیاس بستگی دارند، بنابراین تأثیرات رزولوشن DEM روی این پارامترها میباید بررسی شوند و ترجیحاً یک مقیاس خاص برای محاسبه مشتقات میباید انتخاب گردد. واحدهای دامنه (موضوعات مساحتی ژئومورفومتریک با اقتباس از اشمیت و دیکائو، 1999) میتوانند از ردهبندی شیب، انحناء و موقعیت دامنه برمبنای GIS استنباط شده باشند (Dikau 1989). پروفیلهای خطی دامنه میتوانند مستقیماً از یک DEM توسط الگوریتمهای مسیریابی جریان[87] استنباط شوند(Rasemann et al. 2003). دامنهها به صورت توپوسکانسها (موضوعات ژئومورفومتریک سطح بالا با اقتباس از اشمیت و دیکائو، 1999) توسط ترکیب واحدهای دامنه با توجه به خصوصیات گرادیان، انحناء، موقعیت و روابط همسایگی آنها استنباط شدهاند. دامنهها با استفاده از پارامترهای نماینده ژئومورفومتریک شناخته میشوند (Schmidt and Dikau 1999): توزیع فراوانی و گشتاور آماری زاویه شیب برای توصیف انواع متفاوت پروفیلهای شیب استفاده شده است (Young1972; Schumm and Mosley 1973) . امّا تکنولوژیهای جدید GIS، محاسبه بسیاری از پارامترهای دامنه به انضمام مشخصههای توپوسکانسی را فراهم میسازد (Schmidt and Dikau1999) .
جدول 24: آنالیز دامنه در یک GIS
| پارامترها و اشیاء دامنه |
الگوریتم |
ورودی |
| پارامترهای ژئومورفومتریک محلی- هندسه محلّی |
| زاویه شیب و انحناء ظاهری، پروفیل و طرح شیب |
درونیابی محلّی |
DEM |
| پارامترهای ژئومورفومتریک پیچیده اولیه- موقعیت دامنه |
جهت جریان
منطقه تأثیر بالاشیب
طول جریان پایینشیب و بالاشیب
موقعیت دامنه |
طبقهبندی محلّی
مسیریابی جریان
مسیریابی جریان
عملیات جبری |
DEM
جهت جریان
جهت جریان
طول جریان |
| عوارض ژئومورفومتریک- واحدهای دامنه |
عناصر شکل
بخشهای شیب
واحدهای دامنه |
طبقهبندی
طبقهبندی
طبقهبندی |
انحناء
زاویه شیب
مکان دامنه |
| عوارض ژئومورفومتریک- دامنهها |
پروفیل دامنه/ مسیرجریان
توپوسکانس دامنه |
مسیریابی جریان
همسایگی
آنالیز |
جهت جریان
عناصر شکل، شیب
بخشها |
| پارامترهای نماینده/ مشخصات دامنه |
توزیع فراوانی
|
پوشش شبکه
|
پروفیلهای دامنه
توپوسکانسهای دامنه |
| بخشهای آماری و پارامترها |
پوشش شبکه |
پروفیلهای جریان
توپوسکانسهای جریان |
توجه: پارامترهای ژئومورفومتریک محلّی، از طریق یک درونیابی محلّی مشتق شدهاند. پارامترهای ژئومورفومتریک پیچیده که مرتبط با موقعیت منظره میباشند، از طریق مسیریابی جریان مشتق میشوند. واحدها و پروفیلهای دامنه به صورت اشیاء ژئومورفومتریک مشتق شدهاند. دامنهها به صورت یک ترتیب توپوسکانسی از واحدها میتوانند توسط روابط توپولوژیک واحدهای دامنه آنالیز شوند.
References
Dalrymple, J.B., Blong, R.J. and Conacher, A.J. (1969) A hypothetical nine-unit landsurface model, Zeitschrift fur Geomorphologie 12, 60–76.
Dehn, M., Gartner, H. and Dikau, R. (2001) Principles of semantic modeling of landform structures, Computers and Geosciences 27, 1,005–1,010.
Dikau, R. (1989) The application of a digital relief model to landform analysis in geomorphology, in J. Raper (ed.) Three-dimensional Applications in Geographical Information Systems, 51–77, London: Taylor and Francis.
Finlayson, B. and Statham, I. (1980) Hillslope Analysis, London: Butterworth.
Goudie, A. (ed.) (1990) Geomorphological Techniques, London: Unwin Hyman.
Parsons, A.J. (1988) Hillslope Form, London: Routledge.
Rasemann, S., Schmidt, J., Schrott, L. and Dikau, R. (2003) Geomorphometry in mountain terrain, in M.P. Bishop and J.F. Schroder (eds) Geographic Information Science (GIScience) and Mountain Geomorphology, Berlin: Praxis Scientific Publishing. Savigear, R.A.G. (1952) Some observations on slope development in South Wales, Transactions Institute of British Geographers 18, 31–51.
Schmidt, J. and Dikau, R. (1999) Extracting geomorphometric attributes and objects from digital elevation models – semantics, methods and future needs, in R. Dikau and H. Saurer (eds) GIS for Earth Surface Systems, 153–173, Stuttgart: Schweizerbarth.
Schumm, S.A. and Mosley, M.P. (eds) (1973) Slope Morphology. Benchmark Papers in Geology, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Speight, J.G. (1990) Landform, in R.C. McDonald, R.F. Isbell, J.G. Speight and J. Walker (eds) Australian Soil and Land Survey: Field Handbook, 9–57,
Melbourne: Inkata Press.
Young, A. (1972) Slopes, London: Longman.
Wood, E.B. (1942) The development of hillside slopes, Proceedings of the Geological Association 53, 128–140.
Further reading
Ahnert, F. (1970) An approach towards a descriptive classification of slopes, Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F. Supplementband 9, 71–84.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (eds) (1972) Hillslope – Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Pike, R. and Dikau, R. (eds) (1995) Advances in geomorphometry, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 101, Stuttgart: Schweizerbarth.
SEE ALSO: catena; cliff, coastal; digital elevation model; drainage basin; geomorphometry; GIS; hillslope hollow; hillslope, process; morphometric properties; pediment; repose, angle of; slope, evolution; valley.
RICHARD DIKAU, STEFAN RASEMANN AND JOCHEN SCHMIDT (مترجم: عبداله یـزدی)
HILLSLOPE HOLLOW - فرورفتگیهای دامنه
فروفتگیهای طویلی هستند که داخل سنگبستر دامنههای پوشیده با رگولیت قرار دارند. آنها هیچ کانال آشکار جریان ندارند، امّا به صورت خطوط زهکشی عمل میکنندکه با شبکه زهکشی از طریق توپوگرافی زیرسطحی یا سطحی یکپارچه میشوند. آنها به یک طیف مورفولوژیک تعلق دارند که رنج آنها از فرورفتگیهای کوچک در مناطق مرتفع با برجستگی کم، با طول چند ده متر که از طریق درّههای کوچک ممکن است طولشان تا 200-300 متر امتداد یابد (Ahnert 1998)، تا فرورفتگیهای رأس درّه، و درّههای خشک که هیچ کانال فعالی ندارند، بلکه مشخصاً دارای منشأ رودخانهای میباشند، تغییر میکند. این ساختارها در کشورهای مختلف زیادی در رنج وسیعی از شرایط مورفوکلیماتیک[88] و لیتولوژیک یافت میشوند و دارای منشأهای مختلف زیادی میباشند؛ بنابراین، طی زمان منجر به ظهور اصطلاحات متنوع و متناقض شدهاند. برای مثال در ایالت کینگدام[89] "دره کوچک=دل[90]" به صورت "یک درّه کوچک نهر یا رودخانه پوشیده از درخت" میباشد، درحالیکه، در بسیاری از دیگر کشورها، "دره کوچک=دل" به صورت "یک درّه کوچک خشک و بدون هیچ علامتی از فرسایش خطی رودخانه" و با منشأ قبل از یخبندان[91] توصیف میشود (Fairbridge 1968: 250). اشکال دیگر فرورفتگیهای تشکیل شده روی دامنهها، که با شبکه زهکشی ترکیب نمیشوند (مثل پرتگاههای منفرد حاصل از زمینلغزه یا نشستهای گسلی) از این مبحث مستثنی هستند. رنه[92] و دیتریش[93] (1987) مروری بر فررفتگیهای دامنه ارائه دادند.
فرورفتگیهای دامنه داخل زیرلایهها اغلب با مواد شنانباشت[94] و سایر رگولیتها پر میشوند (عکس 60) و ممکن است یک فرورفتگی در سطح زمین نشان دهند یا نشان ندهند. ازآنجا که آنها میتوانند فاقد فرورفتگیهای سطحی باشند، بنابراین واژه "فرورفتگی سنگ بستر پر شده با مواد شنانباشت" به صورت یک واژه توصیفی دقیق برای این مشخصهها پیشنهاد شده است. در یک مطالعه از 80 فرورفتگی دامنه که در برش جادهها رخنمون داشتند، 37 تای آنها به همراه فرورفتگیهای مقعر در سطح شیبدار یافت شدند، 35 تای آنها زیر شیبهای مسطح با هیچ فرورفتگی سطحی و 8 تا روی زبانهها تشکیل شده بودند. شکل مقطع عرضی این فرورفتگیها داخل سنگ بستر میتواند Vشکل یا با قاعده پهن باشد (Crozier et al. 1990). فرورفتگیهای دامنه، در سمت رأس کانالهای رده یک واقع میشوند و یا اینکه در مکانهای مشابه با آنهایی که توسط کانالهای رده یک اشغال میشوند، به کانالهای رده بالاتر ملحق میگردند. سوکاموتو[95] (1973) از واژه "حوضه رده صفر[96]" برای توصیف فرورفتگیهای سطح خشکی و با تأکید بر پیوستگی هیدرولوژیکی آنها با شبکه زهکشی، استفاده کرد.
وضعیت فرورفتگیهای دامنه در مکانهای رأس درّه (شکل 83) میتواند به فرآیندهای همزمان (معاصر؟) مرتبط باشد (Ahnert 1998; Montgomery and Dietrich 1989). معیارهای اصلی استفاده شده برای متمایز ساختن اشکال مختلف رأس درّه عبارتاند از: گرادیان، تعدادفرورفتگیهای همگرا و شکل. چهار نوع اصلی وجود دارد که میتوانند بر مبنای تعداد فرورفتگیهای مؤثر، مجدداً تقسیمبندی شوند. فرورفتگیهای کمعمق ملایم (شکل 83a) پهن هستند و یک رأس با گرادیان کم دارند و معمولاً یک مدخل توپوگرافیک با شیب به سمت پایین دارند. در طول طوفانهای طولانیمدت، این شکل فرورفتگی عموماً جریانهای اشباع روی سطح تشکیل میدهد. فرورفتگیهای پرشیب باریک (شکل 83b) اغلب با یک برش در رأس که با شنانباشت پر میشوند، و توسط زمینلغزه زهاب و رگولیت[97] غلبه مییابند. رأسهای درّه قیفیشکل (شکل 83c) معمولاً حاصل همگرایی چند فرورفتگی پرشیب است. رأس درّههای کاهنده سرچشمه[98] (شکل 83d) که به شکل دایرهای با یک کف شاخص دارای زاویه کم تمایل دارند، از فرورفتگیهای همگرا، توسط شکست مشخص در شیب خط چشمه متمایز میشوند.
چند فرآیند که قادر به تولید فرورفتگیهای دامنه در موقعیتهای مختلف ژئومورفولوژیک هستند، پیشنهاد شدهاند (کار کروزر[99] و همکاران، 19990 را ببینید) که شامل زمینلغزه، برش (گسیختگی) زیرسطحی رودخانه[100]، فرسایش زیرخاک[101]، ژلیفلاکشن[102] و برفاب موسمی[103] و ترکیبی از فرآیندهای قبل از یخبندان و رودخانهای. کاتن[104] و تهپونگا[105] (1955) نشان دادند که فرورفتگیهای دامنه محصول رژیمهای متناوب مورفوکلیماتیک هستند. آنها نتیجه گرفتند که کانالهای قدیمی نهرها، که اصولاً طی اواخر دورههای میانیخچالی شکافته شدهاند، در دوره یخبندان بعدی توسط فرآیندهای حرکت تودهها قبل از یخبندان، تعدیل و تضعیف شده و نهایتاً توسط نهشتهها و لسهای قبل از یخبندان پر شدهاند. تحتشرایط امروزی این عوارض پرشده از شنانباشت توسط زمینلغزه کمعمق حذف یا جابهجا میشوند. سیکل دیگری از فرآیند پرشدگی و تخلیه که در این مورد زمینلغزه به صورت فرآیند اولیه تولید فرورفتگی عمل میکند (شکل 84)، توسط دیتریش و دون[106] (1978) توصیف شده است.
طی طوفانها، هندسه فرورفتگیهای دامنه، روانابهای سطحی و زیرسطحی را به سمت خط مرکز فرورفتگی هدایت میکند. تجمع آب داخل فرورفتگی، تابعی از منطقه درگیر و نسبت گرادیانهای شیب کناره به تالوگ میباشد. طی رویدادهای طوفانی طولانیمدت، فرورفتگیها ممکن است به طور ترجیحی اشباع شده و به صورت یک منطقه منبع برای جریان اشباع روی سطح عمل کنند. فرورفتگیهای پرشده از رگولیت نیز یک مکان ترجیحی برای تولید جریانها و لغزشهای خردهدار میباشند. در مقایسه با سایر مکانهای دامنه، در این مکانها سفرههای آب، به سهولت بیشتری جایگزین شده و تجمع رسوب بیشتر از ضخامت بحرانی مورد نیاز برای شکستگی میباشد. مقیاس زمینلغزش که تحت این شرایط تشکیل میشود، تابعی از تعداد فرورفتگیهای همگرای دامنه و حجم رسوب انباشته آنها میباشد.
عکس 60: فرورفتگی Vشکل سنگ بستر پرشده از مواد کوهپایه (شنانباشت)، در رسوبات دریایی پلوسن، تاراناکی، نیوزیلند
شکل 83: الگوی کانتوری انواع فرورفتگیهای رأس درّه: (a) فرورفتگیهای کمعمق با شیب آرام؛ (b) فرورفتگی پرشیب و باریک؛ (c) رأس قیفیشکل درّه با سه فرورفتگی همگرا؛ (d) رأس کاهشدهنده سرچشمه درّه (براساس فرورفتگیهای آنِرت[107] (1998) و مونتگُومری[108] و دیتریش (1989)).
References
Ahnert, F. (1998) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.
Cotton, C.A. and Te Punga, M.T. (1955) Solifluxion and periglacially modified landforms of Wellington, New Zealand, Transactions Royal Society, New Zealand 82(5), 1,001–1,031.
Crozier, M.J., Vaughan, E.E. and Tippett, J.M. (1990) Relative instability of colluvium-filled bedrock depressions, Earth Surface Processes and Landforms 15, 329–339.
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1978) Sediment budget for a small catchment in mountainous terrain, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 29, 191–206.
Fairbridge, R.W. (1968) Dell, in R.W. Fairbridge (ed.) The Encyclopedia of Geomorphology, 250–252, New York: Reinhold.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1989) Source areas, drainage density and channel initiation, Water Resources Research 26, 1,907–1,918.
Reneau, S.L. and Dietrich, W.E. (1987) The importance of hollows in debris flow studies: examples from Marin County, California, in J.E. Costa and G.F. Wieczorek (eds) Debris flows/Avalanches; Processes, Recognition, and Mitigation, Geological Society of America, Reviews in Engineering Geology 7, 1–26.
Tsukamoto, Y. (1973) Study on the growth of stream channel, (1) Relation between stream channel growth and landslides occurring during heavy rainstorm, Shin-Sabo 25, 4–13.
MICHAEL J. CROZIER (مترجم: عبداله یـزدی)
HILLSLOPE, PROCESS - فرآیندهای دامنه ای
شکلی که یک دامنه به خود میگیرد محصول موادی که از آن تشکیل شده و نیروهایی که برروی آن عمل میکند، میباشد. درحالیکه فرم ناهنجار منظره توسط فاکتورهای زیادی تعیین میشود، بااینحال در مقیاس محلّی، رنجی از فرآیندهای مشخصه ژئوموفومتریک دامنهها را شکل میدهد. در همان زمان، مورفولوژی دامنه به صورت یک تأثیر اصلی روی رخداد، بزرگی و ماهیت خود فرآیندها عمل میکند. بنابراین شکل و فرآیند، به سمت یک تنظیم متقابل تمایل دارند. فرآیندهای دامنه، آن فرآیندهای ژئومورفیکی هستند که شامل حرکت، حمل و تهنشست مواد از خود شیبها یا بالا و روی آنها میباشند. اثر ویژه[109] آنها حمل مواد به بخشهای پایینتر منظره میباشد. این امر، یا تحتتأثیر نیروی ثقل به تنهایی یا معمولاً با پیوستن مقادیر اضافه و مختلف آب رخ میدهد. جریان یخ و باد نیز به شکل دامنه کمک میکند، امّا در مقیاسهایی عمل میکنند که بزرگتر دامنه میباشد (آبرفت حاصل از یخچال، فرآیندهای بادی، فرسایش بادی خاک را ببینید).
یک تمایز مفید را میتوان بین دو مجموعه فرآیند در نظر گرفت، که نسبت به نقشی که آب در مرحله ازجاکندن و حمل ایفا میکند، متفاوت میشوند. اول، حرکت تودهها است که شامل حرکت مواد به علت تأثیر نیروی ثقل میباشد. انگیزه برای حرکت مواد از انرژی پتانسیل ذاتی مواد بخاطر ارتفاع آنها از سطح پایه و مقدار گرادیان انرژی پتانسیل تولید شده توسط میزان شیب سطح دامنه و لایهها، ناشی میشود. آب ممکن است به عنوان یک فاکتور آمادهسازی و یا عامل تحریک، نقشی مهم ایفا کند، امّا تعادل تنشهای ژئومکانیک داخل توده مواد است که حرکت و جابهجایی یا عدم جابهجایی آنها را تعیین میکند (فاکتور ایمنی[110] را ببینید). هنگامی که شکست رخ دهد، پس از آن آب نیز در تعیین ماهیت حمل نقش مهمی دارد. در مجموعه دوم از فرآیندهای دامنه، جداشدن و حمل هر دو مستقیماً توسط انرژی جنبشی حرکت آب تحتتأثیر قرار میگیرند.
واژه حرکت توده را برای طیف وسیعی از فرآیندها میتوان به کار برد که اغلب برحسب نوع مواد شرکتکننده (مثل سنگبستر، خردهها یا خاک) و نوع حرکت (مثل ریزش، افتادن، لغزش، پراکنده شدن و جریان) طبقهبندی میشوند. این طیف از انواع حرکت، اهمیت زیاد آب را در فاز حمل نشان میدهد. ریزشها، اغلب منحصر به نیروی ثقل هستند، درحالیکه، در سوی دیگر جریانها اغلب همیشه به حضور آب نیاز دارند. طیف مشابهی با توجه به اهمیت آب برای کندن و جابهجایی مواد، یعنی آغاز حرکت، وجود دارد. در برخی موارد، شکست ممکن است به سادگی و به علت تأثیرات ثقلی رخ دهد مانند ریزش یک سنگ. در شرایطی که بیشتر رایج است، آب بر توازن استرسهای داخل مواد، نیز مقداری تأثیرگذار است. آب، یک فاکتور مهم در آمادهسازی خاک و مواد رگولیت برای حرکت توده بوده و این میتواند یک فاکتور تحریک نیز محسوب شود. تأثیرات آب در اشکال مختلف مختلف شرایط فیزیکوشیمیایی هوازدگی، اندکی کاهش در مقاومت برشی ایجاد میکند زیرا سنگ به یک خاک مهندسی تبدیل شده و به طور فزآینده مستعد استرسهای ثقلی (گرانشی) میگردد. در شرایط پویاتر، رفتار آب داخل مواد دامنه متناوباً شکست (مواد) را تحریک میکند. تغییر در ارتفاع سفرههای آب زیرزمینی میتواند توازن تنشها را تغییر دهد که این کار را هم با افزایش جرم مواد (افزایش تنش برشی) و هم با کاهش مقاومت برشی آن در نتیجه فشارهای بالای آب منفذی یا کاهش چسبندگی انجام میدهد.
مجموعه دوم از فرآیندها شامل کندن مواد از طریق انرژی پخش شده توسط جریان یا تأثیر آب میباشد. درحالیکه علت مستقیم کندن مواد مشخص نیست، ولی گرانش (نیروی ثقل) نقش مهمی را در تعیین سرعت جریان و بنابراین انرژی و جهت حمل آن ایفا میکند. انرژی برخورد قطرات باران (تأثیر برخورد قطرات باران، پاشیدگی قطرات و شستشو را ببینید) قادر است ذرات خاک را از هم جدا کند که از این طریق ممکن است ذرات طی پاشیدگی حمل شوند. اگرچه پاشیدگی ممکن است در همه جهات صورت گیرد امّا اثر خالص، حمل به سمت پایین شیب میباشد. حجم بیشتری از مواد ممکن است توسط جریان آب روی سطح خاکهای محافظت نشده، کنده شده و حمل شوند (فرسایش ورقهای، جریان ورقهای، شستشوی ورقهای؛ جریان روی سطح را ببینید). جرم موادی که میتوانند کنده شوند توسط تنش برشی، که روی سطح خاک و رگولیت اعمال میشود، کنترل خواهد شد، و اعمال این تنش روی سطوح، توسط ارتباط بین هندسه هیدرولیک جریان و زبری سطح تعیین خواهد شد. فاصلهای که در آن مواد با یک اندازهدانه معین میتوانند حمل شوند، متناسب با انرژی جنبشی جریان است. جاییکه در آن همگراییهای میکروتوپوگرافیک، باعث تمرکز به صورت جریان خطی و آشفته میشوند، به یک آستانه رسیده (آستانه، ژئومورفیک را ببینید) و جویچهها (ریلها) تشکیل میشوند. پس از آن ریلها شروع به تمرکز بیشتر جریان میکنند. این جریان متمرکز میتواند منجر به تشکیل یک آبگذر میشود که مثالی از تغذیهکننده (بازخورد) مثبت است. فرآیند مهم دیگر در رابطه با آب جاری، فرسایش تونل میباشد، که هنگامیرخ میدهد که سرعت جریان زیرسطحی آب از میان ماتریکس خاک/رگولیت به اندازهای باشد که کنده شدن ذرات آغاز گردد (مجرا و مجراسازی را ببینید).
اگرچه نشان دادن نقشهای متفاوتی که آب ممکن ست در فرآیندهای دامنه ایفا کند، مفید است، امّا تمایز بین حرکت تود و فرآیندهای آبی، اغلب مبهم و نامشخص میباشد. مرز بین حرکت یک توده بسیار سیّال (مثل جریان خاک) و یک جریان مملو از رسوب ممکن است همیشه به آسانی شناسایی نشود. صرفاً جهت گفتن، یک تمایز روانهشناسی میتواند بین جریانهای نیوتنی و غیرنیوتونی رخ دهد. مورد اول، شامل هر دو جورشدگی عمودی و افقی کلاستها طی حمل خواهد بود، در حالی که دومی بر حمایت ماتریکس و غیاب جورشدگی دلالت دارد. در واقع حذف مواد از شیبها (دامنه) در نتیجه واکنشهای متقابل پیچیده بین رنجی از فرآیندهای مختلف رخ میدهد. تمایز مهمتری را میتوان بین آن فرآیندهای ژئومورفیکی که پراکنده هستند و آنهایی که پراکنده نیستند، ارائه نمود.
شکل 84: مدلی برای منشأ و تکامل فرورفتگیهای دامنه (based on Dietrich and Dunne (1978) ): (a) زمینلغزه سنگبستر، فرورفتگی اولیه را تولید میکند؛ (b) خردههای محیطی، فرورفتگی را پر میکند و توسط فرآیندهای رودخانهای جورشده میشوند؛ (c) حفره پرشده، مجموعهای از جریان متمرکز زیرسطحی و خردههای دارای پتاسیل لغزش میباشند؛ (d) تهیشدن توسط لغزش خردهها.
ضریب پخش (Diffusivity)
ضریب پخش[111]، مشخصه گسترده بودن یا پراکندگی است و مخصوصاً مرتبط با یک مکان نمیباشد. بنابراین فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک (زمینریختی)، آنهایی هستند که به طور گستردهای در فضا (مکان) توزیع شدهاند. از همه مهمتر ضریب پخش، به به پراکندگی انرژی اشاره دارد. بنابراین، فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک را نیز میتوان به صورت فرآیندهایی تعریف کرد که جاییکه انرژی در مناطق بزرگ (مثل خزش خاک، شستشوی ورقهای) توزیع میشود، تشکیل میگردند، درحالیکه فرآیندهای خطی توسط تمرکز انرژی در یک واحد مجزای فضا، مشخص میگردند (مثل جریان خردهدار و ریلها). سازگار با مفهوم بزرگی-تناوب[112]، فرآیندهای کمانرژی ژئومورفیک به صورت متناوب و با یک توزیع فضایی وسیع رخ میدهند. درمقابل، فرآیندهای با بزرگی بالا -آنهایی که مقادیر زیادی انرژی متمرکز میسازند- به ندرت و در تعداد محدودی از مکانها رخ میدهند. از این رو، اگرچه فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک اغلب چشمگیر نیستند، ولی طی دورههای بیشتر، میتوانند مقادیر زیادی از کار ژئومورفیک را به انجام برسانند. درواقع غلبه هر کدام از فرآیندهای پراکنده یا غیرپراکنده، تأثیر زیادی روی شکل دامنه دارند (دامنه، فرم را ببینید).
ضریب پخش به تولید پروفیلهای دامنه محدب تمایل دارد. علت این امر به خاطر سازگاری شکل با انرژی قابل دسترس برای کندن و حمل مواد میباشد. در دامنههای بالاتر نزدیک به خطتقسیمهای زهکشی، با حداقل مساحت حوضه آبریز، انرژی پراکنده و منتشر باقی میماند. تنها مقادیر کمی از مواد میتوانند حمل شوند. ازآنجا که پهنه حوضه آبریز، با افزایش فاصله از خط تقسیم، افزایش مییابد، لذا میزان انرژی موجود و بنابراین مقدار موادی که میتوانند حمل شوند، افزایش مییابد. اثرخالصِ افزایش کندهشدن و جابهجایی، با فاصله بیشتر از خطتقسیم زهکشی، توسعه یک پروفیل طویل محدب میباشد. در برخی از فواصل از خطتقسیم زهکشی، انرژی موجود، برای شروع فرآیندهای متمرکزکننده کافی خواهد بود. این موضوع نشاندهنده یک آستانه بین فرآیندهای پرکاکنده و غیرپراکنده است و از طرفی نشاندهنده یک آستانه ژئومورفولوژیکی نیز میباشد، و زیر این نقطه، پروفیلهای طویل، معمولاً مقعر میباشند. بنابراین، شکل مشخصه، انعکاسی از فرآیند غالب میباشد و اشکال مشخصه دامنه را میتوان با ارجاع دادن به فرآیندهایی که آنها را تشکیل داده است، نشان داد. این امر ممکن است در یک مقیاس محلّی باشد با ضریب توزیعی که دلالت بر فرآیندهای مختلفی دارد که در بخشهای مختلف دامنهها غالب میباشند (برای مثال، مدل 9 واحدی دامنه را که توسط دالریمپل و همکاران (1969) بسط داده شد، ببینید). انرژی موجود تعیین میکند که کدام یک از فرآیندهای پراکندهساز یا متمرکز کننده میتوانند رخ دهند، و بنابراین چه میزان کار ژئومورفیک میتواند انجام شود. بنابراین زونی وجود دارد که در آن فرآیندهای پراکندهساز، که مقادیر کار کمتری انجام میدهند، غالب میباشند. این مناطق تمایل دارند که ثابت باقی بمانند؛ فرآیندهای پراکندهساز، مشخصهای از شکل کمانرژی تولید میکنند، که به اینکه فقط این فرآیندهای کمانرژی رخ دادهاند کمک میکند. بهطورمشابه، فرآیندهای با انرژی زیاد تمایل دارند شکلی را که برای شروع آنها لازم است، تا زمانی که هیچ انرژی پتانسیل موجود و کافی برای شروع آنها وجود ندارد، حفظ کنند. (دشتهموار[113] را ببینید).
بااینحال، در این تمایز یک عنصر زمان وجود دارد. در صورت وجود یک دوره به اندازه کافی طولانی، بسیاری از فرآیندهای دامنه –مخصوصاً حرکت تودهها- میتوانند به صورت انتشار و پراکندگی مکانی بیان شوند. برای مثال، در یک دوره کوتاهمدت، زمینلغزهها میتوانند به صورت اختصاصی مشاهده شوند، که در یک مکان خاص متمرکز شدهاند. امّا در طول زمان، ازآنجاکه مکانهای جابهجایی شکستگیهای منفرد در مکان، منعکسکننده موجودیت مواد مستعد است، بنابراین هر بخشی از دامنه ممکن است در معرض این فرآیندها قرار گیرد. با اینحال مهم است که توجه داشته باشید، ضریب پخش در این مورد تنها در مفهوم توزیع مکانی به کار میرود. مشخصه اشکالی که با انتشار انرژی از طریق فرآیندهای پراکندهساز ژئومورفیک همراه هستند، ضرورتاً رخ نخواهند داد. درواقع، شکل دامنه عموماً با فرآیند غالب ژئومورفیک مرتبط خواهد بود، خواه این فرآیند از نوع پراکندهساز یا از نوع متمرکزکننده باشد.
در مقیاسهای ناحیهای، مجموعه فرآیندهایی که غالب هستند، توسط شرایط آب و هوایی و مرز تکتونیکی تعیین خواهند شد (ژئومورفولوژی آب و هوایی، ژئومورفولوژی تکتونیک را ببینید). زاویه شیب، کنترل مهمی بر ظهور گرانش (نیروی ثقل) دارد. هم زاویه شیب و هم سایر خواص مورفومتریک توسط پدیده تکتونیک و پترولوژی، به انضمام فعالیت خود فرآیندهای دامنه، تحتتأثیر قرار میگیرند. با توجه به نقشی که آب در بسیاری از فرآیندهای ژئومورفیک ایفا میکند، مخصوصاً آب و هوا مهم است، مقدار و تغییر در میزان بارندگی هر دو، نوع فرآیندهایی که تشکیل میشوند را تحتتأثیر قرار خواهند داد. خاکها و پوشش گیاهی، به صورت محصولات حاصل از پدیدههای آب و هوایی و زمینشناسی، مهم هستند، مخصوصاً در تأثیرشان بر روی شیب هیدرولوژی-حرکت تودهها، روی دامنههای پرشیبتر، غالب است. فرآیندهای آبی در آب و هوای خشک و نیمهمرطوب تمایل دارند در دامنههای با شیب آرامتر غلبه یابند. علیرغم در دسترس بودن بیشتر آب در محیطهای مرطوبتر، از شروع فرآیندهای آبی جلوگیری میشود که اغلب به واسطه پوشش گیاهی حفاظتی و خاکهای عمیقتر با ظرفیت بالای نفوذ و رواناب زیرسطحی میباشد. پوشش گیاهی و خاک، هر دو مخصوصاً مستعد به تأثیرات انسانی میباشند. اگرچه این تأثیرات، انسانی است، امّا در بسیاری از مناطق کشاورزی، به سهم خود به صورت یک فرآیند مهم ژئومورفیک تشخیص داده شدهاند (برای مثال، گاوِرس[114] و همکاران، 1994 را ببینید). این تأثیر، پراکنده و با بزرگی کم میباشد، و یک تأثیر چشمگیر روی شکل دامنههایی که این فرآیندها در آنها رخ میدهد، دارد. ازآنجاکه این فرآیند به صورت مکانیکی آغاز میشود، بنابراین کشت و زرع به صورت یک فرآیند حرکت توده، که در بالا ذکر شد، و به صورت یک فرآیند آبی، نمیباشد. یک توده از مواد به صورت فیزیکی با هر شخم زدن، جابهجا میشود و در این رابطه کشت و زرع ممکن است مشابه با حرکت پراکنده توده، مثل خزش خاک بررسی گردد. بااینحال، نکته مهم این است که اختلال مکانیکی و جابهجایی مواد خاک را میتوان به صورت معادل هوازدگی فیزیکی نیز درنظر گرفت، که به آسانی مواد قابلفرسایش برای عملکرد فرآیندهای آبی را فراهم میسازند.
References
Dalrymple, J.B., Blong, R.J. and Conacher, A.J. (1969) An hypothetical nine unit landsurface model, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 12, 61–76.
Govers, G., Vandaele, K., Desmet, P.J.J., Poesen, J.W.A. and Bunte, K. (1994) The role of tillage in soil redistribution on hillslopes, European Journal of Soil Science 45, 469–478.
Further reading
Abrahams, A.D. (ed.) (1986) Hillslope Processes, Boston: Allen and Unwin.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, London: Cambridge University Press.
Crozier, M.J. (1989) Landslides: Causes, Consequences and Environment, London: Routledge.
Dunne, T. and Leopold, L.B. (1978) Water in Environmental Planning, San Francisco: W.H. Freeman.
Gilbert, G.K. (1909) The convexity of hillslopes, Journal of Geology 17, 344–350.
Selby, M.J. (1982) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
Varnes, D.J. (1978) Slope movement types and processes, in R.L. Schuster and R.J. Krizek (eds) Landslides: Analysis and Control, Special Report 176, 11–33, Washington, DC: Transportation Research Board, National Research Council.
SEE ALSO: freeze–thaw cycle; landslide; solifluction; threshold, geomorphic; unloading
NICK PRESTON (مترجم: عبداله یـزدی)
[12]- ‘Law Of Adjusted Cross-Sections’
[16]- Un-Branched (First-Order) Fingertip Tributaries
[21]- Coupled Hillslopechannel System
[23]- Average Hillslope Length
[28]- Inter-Rill Hillslope Processes
[36]- Flandrian (Holocene) Transgression
[37]- Shallowly Submerged Reef
[38]- Connectivity of Process Domains
[47]- Valley Slope, Hillside Slope, Mountain Flank
[51]- Ridge/Crest/Interfluve
[52]- Shoulder/Upper Midslope
[54]- Footslope/Lower Midslope
[55]- Toeslope/Floodplain
[64]- Profile Intercept (Constant Slope Gradient)
[72]- Process-Form Relationships
[73]- Spatially Homogeneous Erosion Condition
[82]- Rill Erosion, Mass Movements
[97]- Seepage And Regolith Landsliding
[98]- Spring-Sapping Valley Heads
[100]- Subaerial Fluvial Dissection
[101]- Subsoil Percoline Erosion
[103]- Seasonal Meltwater
[112]- Magnitude–Frequency
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
