|
|
| |
 |
از Physical تا Pluvial |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
معادل سازی واژگان باید کنترل شوند - جمله بندی ها ایراد دارند و تقریبا خوب ترجمه نشده است
یکپارچگی طبیعی رودخانه ها -PHYSICAL INTEGRITY OF RIVERS
فعالیتهای انسانی به نحو قابل ملاحظه ای باعث دگرگونی درشکل و فرایندهای رودخانه های کره زمین شده اند.در یک سوم مناطق شمالی زمین تقریبا 80% رودخانه ها به وسیله سدها از هم جدا شده اند( دینسیوس[1] و نیلسون[2] (1994)، در حالی که درکشورهای پیشرفته دارای تکنولوژی همچون ایالات متحده98% رودخانه ها به نحو موثری تحت تاثیر فعالیتهای انسانی قرارگرفته اند (Echeverria et al. 1989).تشخیص این که عواملی همچون ساختمان بند ها وساختار سدها چقدر برروی تنوع زیستی آبزیان وزندگی آنان در کنار محیط رودخانه ها موثر است باعث تمهیداتی از سوی دولتها شده است.
عکس 88: تصویر ماهواره ای نقشه برداری زمین شناسی در منطقه شمال مرکزی ایالات متحده در مرکز رودخانه میسوری است.شمال دربالای تصویر ودر حدود 175 کیلومتر از شرق به غرب واز 88کیلومتر از شمال به جنوب نمایش داده شده است. رودخانه میسوری به طور قابل ملاحظه ای فاقدساختار طبیعی و امتداد آن از غرب به شرق می باشد.مناطق سیاه رنگ ذخایر آب پشت سدهای بزرگ را نشان می دهد وجریان آب رودخانه به وسیله کانال هایی به مخزن بعدی منتقل می گردند.رودخانه (نیوبارا)از سمت چپ گوشه تصویرجریان می یابد. این رود شکل طبیعی خودرا حفظ کرده و فاقد سدهای بزرگ بر روی آن است.
بسیاری از کشورها سعی در احیای رودخانه ها و محیط وشرایط طبیعی رودخانه هارا دارند. اگر چه برگرداندن به شرایط اولیه طبیعی به ندرت اتفاق می افتد. بسیاری از کشورها برنامه هایی برای ارتقاء ساختار طبیعی رودها دارند که این خود نیازمند قانونگذاری است. بنابر این اصلاح یکپارچگی، خود ریشه در قانون عرف و زبان دارد. از نظرعلمی ومهندسی یکپارچگی طبیعی رودخانه ها به یکسری ازفرایند های فعال وساختاری زمین بازمی گردد واین درحالی است که کانال ها، جلگه ها و زمینهای رسوبی و شکل طبیعی آنها موازنه ای پویا با آنچه که ارزشهای اجنماعی خوانده می شود به وجود می آورند. رودخانه ها وقتی یکپارچگی طبیعی خود را پیدا می کنندکه به طورطبیعی به هم متصل باشند وتنها در این صورت اصطلاح رودخانه معنی خاص خود را برای ژئومورفولوژیستها پیدا می کند.
• رودها و نهرها: با چشم انداز آب جاری تعریف می شوند.
• فرایندهای رودخانه ای واشکال ژئومورفولوژی آنها: تنها مربوط به حوضه رودخانه می باشند.
• آبراهه ها، زمینهای اطراف آبراهه و رسوبات: ناحیه پیرامون آبراهه نقش فعالی در رژیم کنونی رودخانه ایفا میکند(در یک دوره بازگشت 100 ساله اثر متقابل جریان این موضوع را نشان خواهد داد). لندفرم های پیرامون آبراهه شامل سطوح عمل کننده که در تقابل با فرایند های جریانی و آبراهه در رژیم کنونی و نیز رسوباتی که در رژیم حاضر نقش دارند، به شرح زیر هستند:
شکل: وسعت مسطحاتی و مقطع عرضی و ترتیب سطوح وابسته به آن، اشکال زمینی وزمینهای رسوبی.
تعادل پویا: تمایل به توصیف پارامترهای رودخانه ای برای تغییر سالانه مقادیر میانگین که دوره های دهه تا قرنها را تغییر می دهد.
تغییر محدودیت توسط ارزشهای اجتماعی، تغییرات ابعادی و فضایی در داخل فرمها و فرایندها که به خاطر دلایل اقتصادی، اجتماعی وفرهنگی قابل قبول باشد. تغییرات بیشتر نسبت به محدودیتهای اعمال شده بوسیله جامعه در نتیجه مهندسی مجدد کانال برای حمایت از زندگی و دارائی.
رژیم هیدرولوژیکی کنونی: رفتار جریان در طی یک دهه و یا یک قرن، مقادیر جریان روزانه برای اهمیت، تناوب، تداوم، تغییرات فصلی و میزان تغییرات.
ارزیابی ساختار طبیعی رودخانه بر اساس چندین تعاریف مشخص شده به آسانی با پارامترهای شاخص به دست می آید.این اندازه ها باید دارای ریشه قوی در ادبیات ژئومورفولوژی باشند، به نحوی که محقق بتواند از تئوری و دانش موجود بهرمند گردد.اما معیارها بایستی قابل فهم برای تصمیم گیرندگان و عموم جامعه باشند. معیارها باید از نظر تعداد،کم وبه آسانی کاربردی توسط افراد غیر متخصص باشند.به همین دلیل در مدیریت رودخانه ها از همه نوع افراد استفاده می شود. البته دامنه انتخاب چنین پارامترهایی در ادبیات بسیار گسترده است(لئوپولد[3]، 1994). عباراتی همچون مصرف روزانه آب،پهنای فعال کانال،حرکت موجی واندازه بستر رودخانه از شایع ترین آنهاست.شاخص مصرف روزانه آب اهمیت بیشتری دارد.این اطلاعات اغلب توسط ارگان های دولتی،با استفاده از اطلاعات مربوط به سیستم رودخانه تهیه می گردد.عوامل انسانی با تبعات دستکاری در یکپارچگی رودخانه ها درگیر هستند. پهنای عرضی کانال آسان ترین متغییر شکلی رودخانه راشامل می شود واین حساس ترین متغییری است که باعث تخلیه آب رودخانه می گردد.
نیروی محرک آب معمولا از تغییر درسرعت تنظیم آب در عرض ناشی می شود نه در عمق آن. حرکت موجی والگوی کانال ها به راحتی توسط عکس برداری هوایی در رودهای کوچک ومتوسط قابل اندازه گیری است و شبیه سازی ماهواره ای درمورد رودهای بزرگ کاربرد دارد. این پارامترها تاسیسات فعالیت های انسان را بر سرچشمه رودها ودگرگونی در آب ورسوبات وشکل کانال ها به نمایش می گذارند.اندازه مواد بستررودخانه در بحث اندازه گیری به راحتی قابل ارزیابی است و مرهون توزیع حجم مواد حل شده توسط رودخانه ها است. اطلاعات مواد رسوبی بسیار سودمند است،اما چنین اطلاعاتی در دسترس ما نیستند. چون دستیابی به آنها مستلزم هزینه فراوانی است. یکپارچگی طبیعی رودخانه ها دارای اهمیت بسیاری است.چون باعث پی ریزی محیط زمینی آن می گردد.یکپارچگی زیستی اغلب توسط تنوع زیستی ونحوه سازگاری اکو سیستم ها براساس سفره های آب زیرزمینی، رسوبات ولندفرمهاتعیین می شود.تلاش برای احیای هرچه بیشترطبیعی رودخانه ها همیشه دغدغه مدیران وبرنامه ریزان بوده است. ولی احیای اساسی شرایط طبیعی باید قبل از اجزای تشکیل دهنده سیستم مورد توجه قرار گیرد. مهمترین چیزی که یکپارچگی طبیعی رودها را در طبیعت برهم میزند احداث سدها توسط انسان هاست.
کنترل جریان آب رودخانه ها ورسوبات آن در پایین دست از مضرات سدهاست.سدها از خطر وقوع سیل جلوگیری می کنند.اما مانع نقش سیل در فعال سازی زمین های اطراف کانال ها می شوند.بنابر این جلگه های اطراف بسیاری از سدها ازجمله بافت گیاهی و اکو سیستم های حیاتی موجود غیر فعال می شوند.پرندگان وحیوانات در صورت کاهش یکپارچگی رودخانه نسبت به قبل و بعد از احداث سد واکنش نشان می دهند. در ساختار زمینهای خشک، سد ممکن است کل آب رودخانه را متوقف سازد و این خود باعث خسارت به کلیه گونه های گیاهی و جانوری و تغییر محیط سکونت آنان می گردد.در برخی نواحی شهری منشاء جریان به وسیله احداث برخی کانال ها بدون در نظر گرفتن جلگه ها و دیگر ویژگی های فعال آن منحرف می شود و کار مهندسی اغلب باعث ایجاد کانال های کوچک تر می شود. احیای طبیعی رودخانه ها در برخی مواقع به چالش علمی مهندسی تبدیل می گردد (Brookes and Shields 1996; Petts and Carlow 1996) که بایستی اهداف رقابتی را برای ارزشهای اجتماعی متعادل سازد.
References
Brooks, A. and Shields, F.D. Jr (eds) (1996) River Channel Restoration: Guiding Principles for Sustainable Projects, New York: Wiley.
Dynesius, M. and Nilsson, C. (1994) Fragmentation and flow regulation of river systems in the northern third of the world, Science 266, 753–762.
Echeverria, J.D., Barrow, P. and Roon-Collins, R.(1989) Rivers at Risk, Washington, DC: Island Press. Graf, W.L. (2001) Damage control: restoring the physical
integrity of America’s rivers, Annals of the Association of American Geographers 91(1), 1–27. Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes: A New Perspective, London: Arnold.
Leopold, L.B. (1994) A View of the River, Cambridge, MA: Harvard University Press.
Petts, G. and Carlow, P. (eds) (1996) River Restoration, London: Blackwell.
SEE ALSO: floodplain
WILLIAM L. GRAF (مترجم: محسن رضایی عارفی)
فیزیوگرافی -PHYSIOGRAPHY
با ریشه های مبهم رایج در قرن هجدهم اسکاندیناوی و در عرف معمول زبان انگلیسی در قرن نوزدهم (استوتارت[4] (1975) برای تجزیه و تحلیل تاریخی ببینید )، دانا[5] در 1963 فیزیوگرافی را تعریف کرد: فیزیوگرافی جایی شروع می شود که زمین شناسی پایان می یابد. به عبارتی بلوغ و پایان رفتار های زمین.
1- شکل نهایی سطح زمین از جمله ویژگی ها،آب وهوا، جذبه و زندگی وغیره
2- سیستم ها، متحرکها وتغییرات آن مانند: تغییرات اتمسفری و اقیانوسی و دیگر متغییرهایی مانند رطوبت دریا وغیره
یکی از برجسته ترین نمادهای معتقدین به فلسفه طبیعی، تی اچ هوکس لی[6] است که مقاله ای موفق در باره فیزیوگرافی در سال 1877، شامل مطالبی درباره باران و رودخانه، یخ و کارکرد آن، دریا و کارکرد آن، حرکت آهسته زمین و شکل گیری زمین توسط عوامل حیوانی منتشر کرده است. در ایالات متحده امریکا، دیویس اصطلاح ژئومورفولوژی را ترجیح می دهد اما او بدون در نظر گرفتن معانی گسترده برای هوکس آن را استفاده کرد. دیگر ژئومورفولوژیستهای متفاوت امریکایی شامل جی دبیلوپاول[7] و پنمن[8]، امریکا را به مناطق فیزیوگرافیک، استانی و توابع تقسیم می کنند.
References
Atwood, W.W. (1940) The Physiographic Provinces of North America, Boston: Ginn.
Dana, J.D. (1863) Manual of Geology: Treating on the Principles of the Science, Philadelphia: Bliss.
Huxley, T.H. (1877) Physiography: An Introduction to the Study of Nature, London: Macmillan.
Stoddart, D.R. (1975) ‘That Victorian science’: Huxley’s Physiography and its impact on geography, Transactions of the Institute of British Geographers 66, 17–40.
A.S. GOUDIE (مترجم: محسن رضایی عارفی)
PIEZOMETRIC - پیزومتریک (دستگاه اندازه گیری فشار در مایعات)
این اصطلاح در مطالعه هیدرولوژی به اندازه گیری فشارآبهای زیرزمینی می پردازد. این اصطلاح به سفره آب زیر زمینی وتجزیه استحکام شیب های آن مربوط می شود. جریان آب زیر زمینی مشخص نیست و دستگاهی که پیزومتریک نامیده می شود برای اندازه گیری پتانسیل فشار آب در عمق خاصی استفاده می گردد. انواع مختلفی از دستگاه پیزومتریک وجود دارد، از جمله: چاهی، نقطه ای و هیدرولیکی. معمولی ترین آنها نوع نقطه ای است که شامل یک تیوپ بی منفذ یک تا سه متری با یک پرده متخلخل در طرف دیگر به قطر 25-20 میلی متر که به آب اجازه جریان می دهد. شن تمیز در اطراف پرده متخلخل وجود دارد. سوراخ طرف دیگر آن باچیزی شبیه سیمان بسته می شود، برای اینکه مطمئن شویم فشار تنها از نوک پرده ایجاد می شود. توضیحات بیشتری درباره دستگاه پیزومتریک در (GOUDIE) داده شده است (1994: 237).. دستگاه پیزومتریک، پتانسیل موجود در خاک یا سنگ را با اندازه گیری فشاری که آب بر آن وارد می کند نشان می دهد( همچنین ارتفاع ریزشی پتانسیل سنجی، ارتفاع ریزشی هیدرولیکی و ارتفاع ریزشی فشار نامیده می شود). بنابراین حداکثر فشار پیزومتریک در نقطه سفره آبی، سطح بالای یک سطح مبنا (به عنوان مثال، سطح دریا) که به سفره آبی می رسند، می باشد. تفاوت در فشار دهانه بین نقاط در سفره آبی مشابه منجر به انتقال انرژی (و جریان آب زیرزمینی) از نقطه بالای پیزومتریک به نقاطی با توان پایین پیزومتریک خواهد شد. شدت جریان بین دو نقطه به طور مستقیم بایستی همزمان برای تفاوت در دهانه[9] بین آنها، طولانی باشد آنطوری که با بقیه نقاط برابر باشد(به عنوان گرادیان پیزومتریک شناخته می شود). گرادیان پیزومتریک می تواند تحت تاثیر عوامل خارجی مانند بارندگی، ( مقدار بالای بارندگی در نتیجه گرادیان بالاتر پیزومتریک می باشد) قرار بگیرد. با درون یابی اندازه های دهانه پیزومتریک یک سطح فرضی، سطح پیزومتریک نامیده می شود (عبارت سطح پتانسیل سنجی قابل ترجیح می باشد) می تواند شکل بگیرد. این، توزیع انرژی پتانسیل را در داخل پهنه آبی نشان می دهد. یک سطح پیزومتریک که معمولا بالاتر از سطح زمین قرار می گیرد منجر به جریان آب در سطح زمین می شود. این سطح، چاه آرتزین نام دارد و دارای ساختار ناودیسی است. فشار ناکافی پیزومتریک که به سطح زمین نمی رسد، اصطلاحا آرتزین فرعی نامیده می شود. در آبخوانهای نامحدود، شیب سطح پیزومتریک، گرادیان هیدرولیک را تعریف می کند. گرادیان نقشه های سطح پیزومتریک می توانند با یکدیگر ترکیب شده و نقاط هم پتانسیل را به وجود آورند( استفاده از خطوط شناخته شده به عنوان خطوط هم پتانسیل). جریان عمودی برای این خطوط اتفاق می افتد (جریان به پایین گرادیان پیزومتریک) و به طور عمده با سطوح بالایی موازی می باشد (Jones 1997: 93). نقشه های توپوگرافی، شاخصهای گرادیان پیزومتریک و الگوی جریان زیر سطحی را فراهم می کنند و همچنین می توانند در تجزیه و تحلیل پایداری سنگها و خاکها استفاده شوند.
References
Goudie, A.S. (ed.) (1994) Geomorphological Techniques, British Geomorphological Research Group, London: Unwin Hyman.
Jones, J.A.A. (1997) Global Hydrology: Processes, Resources and Environmental Management, Harlow: Longman. ((مترجم: م.رضائی عارفی
STEVE WARD (مترجم: محسن رضایی عارفی)
- گوه یخی (پینگو)PINGO
گوه یخی، پشته یا تپه منجمد یخی است که طی چندین سال در زیر لایه سطحی زمین رشد پیدا کرده است. اصطلاح گوه یخی از کلمه بومی اینوکتیتوت[10] به معنی تپه مخروطی از منطقه منجمد غرب کانادا گرفته شده است. امروزه این مفهوم به تپه یخی اطلاق می شود. گرچه اصطلاح بولگامنیاخ[11] در سیبری گاهی به کار می رود. وجود بیش از پنج هزار گوه یخی در جهان تخمین زده می شود که متراکم ترین آنها در شبه جزیره توکتویاکتوک[12] در غرب کانادا با حدود 1350 گوه یخی دیده می شود. تعداد قابل ملاحظه ای از گوه های یخی در مناطق دیگری در جزایر منجمد کانادا، شمال کبک، شمال آلاسکا، شمال مناطق پیشین شوروی سابق و مجمع الجزایرنروژ و گرینلند دیده می شود. نمونه های دیگری از گوه های یخی در مغولستان وفلات تبت وجود دارد. ارتفاع گوه های یخی از 50 متر در طول و 60 متر در قطر فراتر می رود. حجم یخ در گوه های یخی بزرگ می تواند به یک میلیون متر مکعب برسد. گوه های یخی عمدتا تپه های مخروطی شکلی هستند ولی ممکن است به شکل های نامنظم بیضی یا کشیده نیز به وجود آیند.به منظور تشکیل گوه یخی باید آب تحت فشار لایه زیرین در قسمت یخ زده زیر سطح تزریق شود.این آب منجمد شده به شکل هسته یخی در اثر تزریق یخ به وجود می آید و همان طور که هسته یخی رشد می کند موادی که در سطح قرار دارند به سمت بالا فشرده می شوند و تپه یخی را تشکیل می دهند. گوه های یخی به دو دسته هیدرولیک( که قبلا به سیستم باز یا نوع شرق گرینلند معروف بودند) و هیدرواستاتیک (سیستم بسته یا نوع دلتای مکنزی)طبقه بندی می شوند.
این دسته بندی براساس آب رسانی آب های زیر زمینی در تشکیل هسته یخی به وجود می آید. گوه های یخی هیدرولیکی از فشار ناشی از لایه های بالایی بر آب در کف گودی دره ها ایجاد می شوند(به عنوان مثال شرق گرینلند وشمال آلاسکا). گردش آب از کف به سمت بالا ممکن است بارها تکرار شود و این عمل در مناطق مختلف باعث پیدایش پینگوهای جدید می گردد.
گروه گوه های یخی زوریچ[13] در دره کاروپ[14] از جزایر تریل[15] واقع در شرق گرینلند (Worsley and Gurney 1996)نمونه های یازده تایی به ثبت رسیده در شکل و ابعاد گوناگون هستند. گوه های یخی هیدرواستاتیکی توسط آبریز دریاچه در لایه ی یخ زده ایجاد می شوند.در قسمت آبریز دریاچه، رسوبات اشباع شده یخ نیز وجود دارند که به صورت فزاینده ای تحت فشار قرار می گیرند. این همان مواردی است که باعث رشد هسته مرکزی یخ می شود. به طور کلی اندازه پینگوها توسط اندازه گیری بستر دریاچه تخمین زده می شود و معمولا پیدایش آنها در بستر قبلی دریاچه است. اگر حوضه آبریزدریاچه، شکل نامنظم تری داشته باشد، دریاچه بیش از یک بستر خواهد داشت و این باعث بوجود آمدن گوه های یخی متعدد می شود. مطالعات انجام شده درساختارداخلی گوه های یخی هیدرواستاتیکی در شبه جزیره توکروراکیاک[16] وجود آب را در منطقه زیر گوه یخی نشان می دهد که این باعث رشد بیشتر گوه یخی می گردد. سپس مراحل رشد گوه یخی در کف و قسمت های فرعی دیگر متوقف می شود، ولی در ارتفاع همچنان ادامه می یابد. اما چنین روندی درمورد گوه های یخی هیدرولیکی اثبات نشده است. یکی از طولانی ترین بررسی ها برروی گوه های یخی در حال رشد در گوه یخی ایبیوک [17]در شبه جزیره توکرویاکتوک[18] در حال انجام بوده است Mackay, 1998)). ارتفاع این گوه های یخی در آغاز تحقیق47 متر بود و رشدی حدود 5/2 سانتی متر در سال در طول مدت تحقیق داشت (1973تا 1994). با در نظر گرفتن این نرخ رشد، ایبیوک در حدود هزار سال یا بیشتر تخمین زده می شود. Mackay, 1998)). رشد هسته مرکزی گوه یخی منجر به باز شدن لایه بیرونی و ترک خوردن آن و ریزش می شود.رسوبات پوشیده شده در بالای گوه یخی نازک تر می شود و این کشش منجر به ریزش و ترک خوردگی شعاعی می شود. این تخریب و ریزش در نهایت به هسته مرکزی یخ آسیب می رساند و باعث به وجود آمدن دهانه دریاچه در فصل تابستان می شود. تخریب گوه های یخی چه به دلیل تغییرات آب و هوایی ویا ازبین رفتن لایه منجمد باعث به وجود آمدن تورفتگی های بیضی یا دایره ای شکل ویا باتلاقی می گردد. زمانی پینگوها در محیط منجمد تشکیل می شوند دلیل خوبی برای وجود لایه منجمد قبلی در همان منطقه هستند و این اطلاعات برای بازسازی آب وهوای جغرافیایی منطقه بسیار سودمند است. آثاری از باقی مانده پینگوها از دوران دوره چهارم زمین شناسی در شمال آمریکا و اروپای غربی به اثبات رسیده است. چنین نمونه هایی همیشه تغییر درستی از موضوع را به ما ارایه می دهند. گرچه هنوز هم جای بحث دارند.
References
Mackay, J.R. (1978) Sub-pingo water lenses, Tuktoyaktuk Peninsula area, Northwest Territories, Canadian Journal of Earth Sciences 15, 1,219–1,227.
——(1998) Pingo growth and collapse, Tuktoyaktuk Peninsula area, western arctic coast, Canada: a longterm field study, Geographie physique et Quaternaire 52, 271–323.
Worsley, P. and Gurney, S.D. (1996) Geomorphology and hydrogeological significance of the Holocene pingos in the Karup Valley, Traill Island, northern east Greenland, Journal of Quaternary Science 11, 249–262.
Further reading
Gurney, S.D. (1998) Aspects of the genesis and geomorphology of pingos: perennial permafrost mounds, Progress in Physical Geography 22, 307–324.
SEE ALSO: ice wedge and related structures; palsa
STEPHEN D. GURNEY (مترجم: محسن رضایی عارفی)
نقطه وقفه یخچالی -PINNING POINT
به تغییرات توپوگرافیکی مسیر یخچال ها در اثنای پیشروی و پسروی، نقطه وقفه گفته می شود. در محل پیدایش نقاط وقفه مسیرهای سطحی و باریک به دو شاخه تقسیم شده، یا به مسیری دیگر می پیوندند و یا به سرعت تغییر مسیر می دهند. این عملکرد در طول مسیر اتفاق می افتد. نوسانات یخچال های غاری[19] شکل در سیستم فیورد[20] و برخورد یخی دریاچه ها در نقاط وقفه بسیار حائز اهمیت هستند. توپوگرافی زمین و شیب قاره ای، صفحه های یخی[21] شناور را تحت تاثیر خود قرار می دهند(جریانهای یخی و قفسه های یخی). در یخچال های غیر غاری شکل، ذوب یخ بشدت تحت تاثیر تغییرات آب و هوایی قرار دارد. به هر جهت در یخچال غاری شکل تشکیل حفره نسبت مستقیمی با اندازه ذوب یخ دارد که این تاثیر غیر مستقیم ناشی از تغییرات آب و هوایی است. سرعت تشکیل غار با عمق آب و سطح مقطع ناحیه شکل گیری آن افزایش می یابد. بنابراین توده یخی بنابر عوامل غیر محیطی از بین می رود. این بدین معنی است که نوسانات تغییرات یخچال های غاری شکل بوسیله ژئومورفولوژی دره کنترل می شود. در نقاط وقفه، سرعت تشکیل غار کاهش می یابد و ثبات بیشتری از نظر ذوب شدن یخ بدست می آورد. اگر یخچال در نقطه وقفه به درون عمق آب پس روی داشته باشد، همچنان به پس روی خود ادامه می دهد تا به نقطه وقفهی بالا برسد.
Further reading
Vieli, A., Funk, M. and Blatter, H. (2001) Flow dynamics of tidewater glaciers: a numerical modelling approach,Journal of Glaciology 47, 595–606.
SEE ALSO: mass balance of glaciers
CHARLES WARREN (مترجم: محسن رضایی عارفی)
فرسایش تونلی – لوله ای - PIPE AND PIPING
مجرا های طبیعی زیر سطح خاک در مسیرهای خطی توخالی که از جاری شدن آب یا شستشوی خاک بوجود می آیند فرساش تونلی گفته می شود(صفحه 89). قطر اندازه کانال های موجود در خاک از چند میلی متر تا چند متر متغیر است (شکل 122). تلاشهایی برای تشخیص کمی لوله ها انجام شده که هیچکدام رضایت بخش نبوده است. خاصیت اصلی لوله های خاکی جذب آب از خاک و هدایت آن در درون خاک است. این دو خاصیت یعنی جذب و هدایت آب از شکل ظاهری آن اهمیت بیشتری دارد. همانطور که کانال ها گسترش می یابند، به تدریج شبکه های زیر سطحی متصل به آب های سطحی ایجاد می شوند. شبکه های افقی به طول 750 متر با لوله های خروجی در کرانه رودخانه ای در انگلیس در شکل وجود شاخه های بسیار زیاد، یادآور شبکه های درختی موجود در خاک های پست بریتانیا نشان داده شده است.
عکس 89: خروجی آبگیر مجرای لوله ای در یک کناره رودخانه در English Peak District
شکل 122: توزیع ژئومورفیک و اقلیمی مجراها: (a) تناوب مجرا سازی در واحدهای سطخ زمینی متفاوت، طبقه بندی Conacher Dalrymple’s (1977) NULM
(b) تناوب و متوسط اندازه مجراها در مناطق اقلیمی مختلف.
شکل زمین های سنگلاخی یا رسی در مقایسه، سه بعدی بنظر می رسد. مانند فلات رسی واقع در شمال چین و یا سنگلاخی در آریزونا، جنوب اسپانیا و آفریقا. این کانال ها، شامل تعدادی از شبکه های افقی نزدیک به سطح هستند که مانع از فرسایش لایه های بالاتر از خاک می شوند. مجراها دلیل پیدایش گالی ها[22] و در مقابل گالی ها، منشا پیدایش مجراها هستند. گالی ها یا کانال ها هنگامی بوجود می آیند که سقف لو له ها تخریب می شوند. تخریب لوله ها نظریه قدیمی دیگری را بنام "گسترش کانال ها براساس ریزش لایه های بالایی" را قوت می بخشد.( Jones 1987a). برخلاف آن، گالی ها ممکن است با افزایش درصد شیب آب به تشکیل لوله ها کمک کنند. مهندسین آمریکایی وجود لوله ها در خاک را با تخریب کرانه رودخانه مرتبط می دانند. (Hagerty 1991a,b).در چنین مواقعی آزمایش های استحکام مواد تشکیل دهنده کرانه رودخانه چندان ثمربخش نیست و عامل تخریب ممکن است چندین متر آن طرف تر باشد. بین لوله کشی ها و لغزش زمین رابطه متقابل وجود دارد. گرفتگی لوله ها و یا فشار بیش از حد توسط آب می تواند باعث لغزش زمین شود. برخلاف زمین های فاقد مجرا، زمین های اسفنجی از سیستم لوله کشی خوبی برخوردار هستند. بنابراین هیچگاه پدیده تخریب خاک مردابی در آنها اتفاق نمی افتد. لوله ها از افزایش فشار آب جلوگیری می کنند. مجددا لوله ها می توانند در ترک های زمین های لغزشی بوجود آیند. این روابط نشان می دهند که عمل فرسایش زیر سطحی، عامل مهمی در تخریب و بازسازی چهره زمین ایجاد کنند. اصطلاح پدوکارست [23]در مورد فرسایش مکانیکی نسبت به انحلال شکل گرفته است. اصطلاح سافوسیون[24] به طرز ماهرانه ای بادبردگی و شستشوی مکانیکی را بکار می گیرد. بطور مسلم نقش فرسایشی زیر سطحی در ژئومورفولوژی هنوز مشخص نشده است. با شروع علم مکانیک، لوله ها اولین بار توسط کارل ترزاقی[25] در علم مکانیک خاک مطرح گردید. لوله کشی ها علت خرابی بسیاری از سدهای زمین هستند. اشکال، زمانی بروز می کند که نشت آب نیروی کافی در نقطه خروجی آب ایجاد می کند که ممکن است روی شیب تپه یا رودخانه یا سد باشد. ویژگی اصلی مکانیزم کارل این است که فشار آب اجزای ریز خاک را به حالت بی وزنی در می آورد و به اصطلاح خاک را به جوش می اندازد(, Terzaghi and Peck,1966). چکه بر روی سر سوراخ متمرکز می شود و باعث خوردگی دهانه آن می گردد. این مساله در مفهوم مهندسی لوله کشی "true" نامیده می شود. شاید چنین خوردگی در دهانه تونل های سدهای زمین نیز اتفاق بیفتد. دومین اشکالی که ممکن است در لوله ها بوجود آید، افزایش فشار آب در لوله ها و ترکیدگی آنهاست. در مناطق خشک ترک های ایجاد شده بوسیله خشکی هوا معمولا توسط آب باران پر می شوند. حرکت شکاف ها،ریشه درختان و لانه حیوانات نیز می توانند در فرسایش خاک موثر باشند.این فرآیند به عنوان فرسایش تونلی شناخته می شوند. در هر صورت عامل فرسایشی در نگاه اول قابل تشخیص دقیق نیست.شاید عوامل بسیار دیگری در فرسایش خاک دخیل باشند(Dunne 1990). گزارشی از تونل ها و مجرا ها از نواحی مختلف آب و هوایی نشان می دهند که دلیل واحد مشخصی در فرسایش خاک وجود ندارد.وجود آب کافی در درون مجراها باعث ترکیدگی آنها می گردد. عمل ترکیدگی ممکن است در اثر ذوب سریع یخ و تجمع ناگهانی آب در لوله های بزرگ نیز بوجود آید.درجه شیب آب نیز همراه با سرازیر شدن ناگهانی باعث تخریب خاک می گردد. لایه های نفوذناپذیر، جریان آب را از حالت عمودی به صورت افقی در می آورند و زمینه فرسایش را فراهم می کنند.این ها مشخصا شایع ترین عوامل فرسایش خاک در زمین های مرطوب و یا خشک می باشند.نواحی خشک دارای خاک های متفرق و سنگلاخی است که این ویژگی در مورد نواحی مرطوب صدق نمی کند. ذرات ریز خاک به آسانی توسط آب شسته می شوند.متفرق شدن خاک عمدتا یک فرآیند شیمیایی است و عموما به تعادل یون های مثبت موجود در آب و سدیم موجود در خاک و نوع مواد معدنی بستگی دارد.در خاک های رسی مقداری نمک و آهک موجود است که نفوذ آب در خاک باعث کاهش شوری خاک می شود. این واکنش ممکن است به طور متناوب بین آب و خاک اتفاق بیفتد به ویژه در یون های کلسیم و سدیم.سدیم نیروی دافعه بین مواد معدنی را افزایش می دهد و خود عامل بر هم زننده به شمار می رود.به هر ترتیب سدیم به تنهایی نمی تواند عامل اصلی در فرسایش و تشکیل مجرا در خاک باشد.خاک های دارای سدیم ثبات بیشتری دارند.در منطقه ای که خاک های رسی، متورم هستند دو منطقه ای از بی ثباتی نشان داده می شود که یکی خاک با سدیم پایین و آب شور و دیگری با سدیم بالا و آب شیرین است.کرانه های اضافی بین این مناطق بر طبق گونه های مواد معدنی. مونت موریونیت [26]به طور کلی حداقل پایداری را در گسترده ترینمناطق ناپایدار دارا می باشد مع هذا شواهد مهندسان سد زمینی در امریکا آشکار ساخت که موقعیت می تواند پیچیده تر باشد و ممکن است باعث لوله گذاریهای زیادی در سدهای زمینی گردد که چشمه ها که داخل آن، مناطق پایدار نامیده می شوند مشاهده شود. (Sherard and Decker 1977) ). مواد معدنی خاک رس خصوصیات مکانیکی خاص همچون پراکندگی ذرات را افزایش می دهند. مواد معدنی از گروه اسمکتیت[27] شامل مونت موریونیت به جهت انقباض و انبساطی که دارند مورد توجه قرار می گیرند. مونت موریونیت دارای عنصر سدیم دارای خاصیت بیشتر انبساطی و انقباظی از مونت موریونیت دارای عنصر کلسیم و آلومینیوم هستند. مونت موریونیت دارای یون چهار وجهی کمتر از یون هشت وجهی خاصیت پراکندگی را نشان می دهند.حداقل نشست آب لازم برای مجرا سازی در خاک میلی متر در انواع خاک است که خود بستگی به درصد شیب، نوع پراکندگی، سطح افقی، شدت بارش و مستعد بودن خاک دارد.دخالت انسان باعث افزایش مجرا ها در خاک می شود. جنگل زدایی و کاهش پوشش گیاهی در چرخه آب، اشکال ایجاد می کند و آب مازاد را افزایش می دهد. خاک در معرض خشکی بیشتر قرار می گیرد و ثبات پذیری خاک توسط ریشه های درختان کاهش می یابد.در چنین وضعیتی تنها عوامل فرسایش، موجب تشکیل مجرا های خاک می شوند و خطر بروز سیل نیز افزایش می یابد(Jones 1981).. مطالعات گسترده ای برای احیای زمین های خسارت دیده استرالیا و نیوزلند انجام گرفته است. (Crouch et al. 1986). این اقدامات شامل کاشت درختان و علف ها با چرخه آب بالا و ریشه های عمیق به منظور بهبود قسمت خاک نرم زمین است.هنوز زمین های کشاورزی، خصوصا در مناطق خشک در معرض آسیب هستند.تقریبا نیمی از زمین های کشاورزی دردره سن پدرو[28] و "آریزونادر معرض خطر قرار دارند. (Masannat 1980).. تحقیق در مبحث هیدرولوژی نشان می دهد که لوله ها می توانند نقش موثری در مقدار آّب رودخانه های بالادست داشته باشند. تقریبا نیمی از جریان سیل و جریان اصلی رود خانه از طریق مجاری لوله ای تامین می گردد(Jones 1987b. ).خروج آب از لوله ها زمانی اتفاق می افتد که سطح سفره آب نسبت به سطح آب لوله ها افزایش یابد.خروجی آب لوله ها متغییر است و ترکیبی از بارش قدیم و جدید می باشد. به طوریکه بارش جدید آب قبلی درون مجرا را به بیرون هدایت می کند. بخش کنترل سیلاب ها در کانادا نقش لوله ها را در افزایش سرعت سیل در مناطقی از ژاپن، چین، هندوستان و بریتانیا را تایید می کند. اغلب مشارکت در افت بین 20 تا 50درصد جریان به طور قابل ملاحظه ای حتی در داخل حوضه های مشابه در هر زمان و مکان متغییر است و در بعضی موارد بی اهمیت می باشد. (Jones and Connelly2002).. مقایسه خصوصیات واکنشی دیگر فرایندهای زهکشی تپه ها پیشنهاد می کند که جریان لوله ای بین انتشار جریان و اشباع جریان بر روی سطح زمین در هر دو زمان بندی و حجم افت می کند.
References
Conacher, A. and Dalrymple, J.B. (1977) The nine unit landsurface model: an approach to pedogeomorphic research, Geoderma 18(1/2), 1–154.
Crouch, R.J., McGarity, J.W. and Storrier, R.R. (1986) Tunnel formation processes in the Riverina area of N.S.W., Australia, Earth Surface Processes and Landforms 11, 157–168.
Dunne, T. (1990) Hydrology, mechanics, and geomorphic implications of erosion by subsurface flow, in C.G. Higgins and D.R. Coates (eds) Groundwater Geomorphology: The Role of Subsurface Water in Earth-surface Processes and Landforms, 1–28, Boulder, CO: Geological Society of America Special Paper 252.
Hagerty, D.J. (1991a) Piping/sapping erosion: I Basic considerations, Journal of Hydraulic Engineering 117(8), 991–1,008.
——(1991b) Piping/sapping erosion: II Identificationdiagnosis, Journal of Hydraulic Engineering 117(8), 1,009–1,025.
Jones, J.A.A. (1981) The Nature of Soil Piping: A Review of Research, Norwich: GeoBooks.
——(1987a) The initiation of natural drainage networks,Progress in Physical Geography 11(2), 207–245.
——(1987b) The effects of soil piping on contributing areas and erosion patterns, Earth Surface Processes and Landforms 12(3), 229–248.
Jones, J.A.A. and Connelly, L.J. (2002) A semidistributed simulation model for natural pipeflow, Journal of Hydrology 262, 28–49.
Masannat, Y.M. (1980) Development of piping erosion conditions in the Benson area, Arizona, U.S.A, Quarterly Journal of Engineering Geology 13, 53–61.
Sherard, J.L. and Decker, R.S. (eds) (1977) Dispersive Clays, Related Piping, and Erosion in Geotechnical Projects, American Society for Testing Materials, Special Technical Publication No. 623.
Terzaghi, K. and Peck, R.B. (1966) Soil Mechanics in Engineering Practice, 3rd edition, New York: Wiley.
Further reading
Higgins, C.G. and Coates, D.R. (eds) (1990) Groundwater Geomorphology: The Role of Subsurface Water in Earth-surface Processes and Landforms, Boulder, CO: Geological Society of America Special Paper 252.
Jones, J.A.A. (1997) Subsurface flow and subsurface erosion: further evidence on forms and controls, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 74–120, London: Routledge.
Jones, J.A.A. and Bryan, R.B. (eds) (1997) Piping Erosion, Special Issue, Geomorphology, 20 (3–4).
J. ANTHONY A. JONES (مترجم: محسن رضایی عارفی)
- سطح تسطیح شدهPLANATION SURFACE
سطوح توپوگرافیکی که تقریبا در مسافتهای طولانی تر، مسطح می باشند پهنه ژئومورفولوژی تسطیح شده نامیده می شوند. بعضی از برجستگیها مخصوصا به شکل تپه های منفرد وجود دارند، اما در غیر این صورت درجه شیب باید خیلی کم باشد و خطوط زهکشی نباید کنده کاری باشد. به طور ایده آلی سطوح گیاهی باید در سراسر بستر سنگی حفر شود. بنابراین تعریف توصیفی یک نمونه می باشد اما موضوع سطوح گیاهی در ژئومورفولوژی، بحث برانگیز تر می باشد. آنطوری که بیان می شود وضعیت برجستگیهای پست در مسیر صاف با یک برجستگی قبلا بزرگتر بوسیله عوامل متفاوت خارجی تخریب (عکس 90) بدست آمده است. حداقل چند نقطه پایدار وجود دارد که شامل ماهیت فرایند یا فرایندها که منجر به تسطیح شدگی می شود، میانگین سطح تسطیح شدن در تکامل چشم انداز در مدت زمان طولانی و احتمال تولید و حفظ سطوح صاف بدون منبع به عمل فرایند فرسایشی در طی زمانهای طولانی مدت می باشد(شکل 123). چندین مکانیسم برای محاسبه منشا سطوح نزدیک به صاف پیشنهاد شده است. بنابراین انواع ویژه سطوح صاف شده تشخیص داده شده اند. اینها شامل پنی پلین[29] می باشند که توسط پنی پلین شدن[30] شکل گرفته اند (Davis 1899),.
عکس 90: سطوح تسطیح شده به طور ایده آلی باید ساختارهای زمین شناسی را کوتاه کنند آنطوری که در مورد یک سطح ساحلی در Gower Peninsula جنوب ولز وجود دارد. منشا واقعی سطح چه توسط حفر امواج و یا نیمه خشک موضوع بحث پدی پلین که توسط پدی پلین شدن شکل گرفته است (King 1953).
دشتگون ها توسط فرایند پدیپلین شدن (King, 1953)، دشتهای کندو کاری شده[31] توسط فرایند کندو کاوی شدن دشتها (see ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHPLANATION) شکل گرفته اند (Budel, 1957). موارد دیگر، مدلهای محلی تسطیح شدگی می باشند که بوسیله امواج دریا در مناطق ساحلی بوسیله فرایند های یخبندان در محیط مجاور یخچالی (See CRYOPLANATION
) بوسیله فرسایش فضایی یخچالی یا بوسیله هوازدگی نمک در همه جا در بعضی از نواحی بیابانی و ساحلی شکل گرفته اند. بحث بین پیشکسوتان تسطیح شدگی و پدیپلین شدن اکنون بیشتر جنبه تاریخی پیدا کرده است. به طور مختصر تفاوت اصلی بین دو مدل در روش توسعه دامنه می باشد. در ابتدا پنی پلینها با فرسایش از پایین، به عبارت دیگر پایین افتادگی دامنه، توسعه پیدا می کنند. در جهت جریان، پنی پلین به طرف پایین تقسیم می شود، شیب دامنه ها در طول زمان ملایم تر می شود، و چشم انداز به طرز قدرتمندی به طرف سطح پایه تسطیح می شود. در مقابل در مدل پدیپلین شدن دامنه از خطوط زهکشی عقب نشینی می کند که به عبارت دیگر به آن فرسایش به عقب می گویند و یک بخش حیاتی را ایفا می کند. زمین های مرتفع تر ممکن است زمان بیشتری نسبت به مدل پنی پلین شدن صرف کنند، اما گسترش فضایی شان در طول زمان به صورت حفر عمودی عقب نشینی می کند. در مقابل سطوح با شیب کم، پدیمنتها را شکل می دهد و سپس پیوستگی شکل منطقه ای در هر نوع پدیپلین سطح صاف شدگی توسعه می یابد. تفاوت دیگر این است که پدیپلین ها، ضرورتا به طرف سطح اساس فرسایش می یابد و ممکن است چشم اندازهای پله ای را شکل دهند و به طور مشابهی در ارتفاعات متفاوت توسعه یابند.در هر دو نظریه تسطیح شدگی، تولیدات زیادی از گسترش لندفرمها در مدت زمان طولانی، شاید کمتر از چهل سال را ایجاد می کنند. نه پنی پلین شدن و نه پدیپلین شدن، فرایندهای ژئومورفیک در هر اندازه گیری هستند، نسبت به فرایندهای با تنوع سطحی شامل فرسایش رودخانه ای، شستشوی سطحی و طبقات متفاوت حرکت توده ای مواد. درتسطیح ناشی از حکاکی در ابتدا متغییر ویژه ای از پنی پلین شدن مشاهده می شود و تا ارتفاعات پایین قابل قبول می باشد جایی که هوازدگی شیمیایی عمیقی در تمام نقاط آن وجود دارد. بنابراین اخیرا نشان داده شد که مکانیسم صاف شدن به طور اساسی متفاوت می باشد. دشتهای کندو کاری شده در زیر سطح از طریق پوسیدگی سنگها شکل می گیرد که شدت کافی برای غلبه بر تفاوتهای محلی در مقاومت سنگ در برابر هوازدگی دارد. این فرایند منجر به توسعه مرز سطح، بین مواد هوازده و و سنگ سخت در زیر می شود (جبهه هوازدگی[32] را ببینید). برداشت متعاقب هوازدگی، رسوبات را در معرض توپوگرافی فرسایشی صاف قرار می دهد که در حال حاضر یک دشت فرسایشی را شکل می دهد. بنابراین دشتهای فرسایشی ویژگیهای دو مرحله ای دارند، آنطوری که با پنی پلین و پدیپلین متضاد می باشند. اگرچه تقریبا در دشتهای فرسایشی بدون عارضه، معیارهای توصیفی برای پر شدن یک سطح صاف از چندین منطقه تشریح شده است اما به نظر می رسد که در حال حاضر مدت زمان طولانی حفر، منجر به تفاوت در تسطیح شدگی برجستگیها می گردد. سطوح با ارتفاع زیادی از برجستگیهای کم ارتفاع در سراسر گوشته هوازده بریده شده اند اما توپوگرافی پنهان جبهه هوازدگی خیلی فرق می کند. اگرچه توپوگرافی رسوبات به ندرت، نشانه ای برای روش تشکیل سطوح با برجستگی پایین می دهد اما برای اینکه آنرا به راحتی سطح تسطیح بدون دلیل ژنتیکی بنامیم قابل ترجیح می باشد. به علاوه محتمل است که دشتهای با تاریخ ژئومورفولوژی طولانی، توسط فرایندهای متفاوت به طور متناوب در طی زمان، شکل گرفته ا ند بنابراین آنها سطوح چند منشا[33] نسبت به پنی پینها، پدیپینها و دشتهای فرسایشی تک منشا[34] می باشند (Fairbridge ,Finkl 1980). به عنوان مثال پدیمنت شدن ممکن است به وسیله رسوبات صاف شده با هوازدگی عمیق که در معرض یک سطح فرسایشی می باشد شکل بگیرد. عمل دریا یک اثر مطلوبی بر تسطیح شدگی دارد و در قرون نوزدهم و اوایل قرن بیستم، بسیاری از سطوح صاف مخصوصا در بریتانیا به صورت سطوح سائیدگی شناخته شدند حتی اگر رسوبات دریایی نتوانند نشان داده شوند. رسوبات اخیر نشان داده شدند که سطوح برشی موجی با گسترش منطقه ای شبیه به هم نیستند و پلاتفرم فرسایشی، فقط گسترش محدودی دارند (King, 1963). نمایش یک منشا هوایی فرعی برای سطوح زیادی که قبلا منشا دریایی ادعا می شد حتی بیشتر از پایین فرسایش می یافت. تسطیح سازی مجاور یخچالی بوسیله عمل شبیه سازی هوازدگی بستر سنگی یخی، توسعه صخره و عقب نشینی و حرکت توده ای، به طور عمده سولیفلکسیون را ایجاد کرده است. نتایج تسطیح شدگی ناشی از انجماد به طورضروری از پدی پلین شدن متفاوت می باشد و تا عرضهای بالا و پلیوستوسن بکار می رود. به طوری که با تسطیح سازی دریایی، سطح منجمد در حال حاضر عموما برای محاسبه منشا سطوح گسترده تر که غالبا از دوره ماقبل پلیوستوسن می باشد بی شباهت می باشد. قلمروهای سطح گسترده در سپرهای کانادا و فنوسکاندیان[35] در مدت زمان طولانی بر این باور بوده که توسط فرسایش یخچالی قدرتمند وارد شده بوسیله ورقه های یخی متوالی در طول کواترنر شکل گرفته شده است. تحقیقات اخیر نشان داده شده است که فرسایش فضایی یخچالی آنطوری که قبلا تصور می شد معمول نبوده است (Sugden and John, 1976). در مقابل همواری سطوح پایه از توسعه زیر فضایی قبل از کواترنر امتداد داشته است، در حالی که اغلب این سطوح، اشکال پره کامبرین در آنها رخنمون پیدا کرده است (Lidmar-Bergstrom 1997). شناخت نقش قدرتمند هوازدگی نمک در محیطهای بیابانی کم ارتفاع به پیشنهادی منجر شد که این فرایند ممکن است در ایجاد توپوگرافی مسطح در بعضی از دشتهای ساحلی یا گودالهایی از قبیل کوتارا[36] در مصر حیاتی بوده است. عبارت مسطح شدگی هاله ای[37] توسط گودیه و ویلز پیشنهاد شده است (Goudie and Viles 1997).. سطوح مسطح، موقعیت مرکزی را در ژئومورفولوژی به طور روزانه اشغال می کند زمانی که کرونولوژی برهنه سازی[38] از یک ناحیه فرضی، هدف عمده ژئومورفولوژی مدنظر قرار گرفت و توسعه چرخه ای لندفرمها، به صورت یک الگو در خدمت قرار گرفت. مرحله اولیه در تحقیق ژئومورفیک، سطوح هموار در چشم انداز کنونی روزانه یا بیشتر اغلب بقایای باقی مانده در تقسیم بعد از چشم اندازی که تشریح شده اند، بود. مرحله اولیه بوسیله شناخت دامنه ارتفاعی موجودشان، ارتباط سطوح بر روی نواحی وسیعتر و طبقه بندی توسط ارتفاع، دنبال شد.
شکل 123: یک دیاگرام برای نشان دادن اینکه همه دشتها محصول سطح صاف نیستند. در نواحی که رسوبات مسطح ساخته می شوند، سکوهای سنگی به طور مجزابه وسیله ساختار کنترل می شوند. (a). همواری سطوح بوسیله جریان گدازه ممکن است به طور عمده ای اصلی می باشد و با ویسکوزیته پایین گدازه مرتبط می باشد (b). سطح ‘B’ اگر چه در ارتفاع بالاتری قرار گرفته ولی به طور واقعی نسبت به سطح صاف حقیقی‘A’ جوانتر می باشد. سطوح با برجستگی معمول پایین برای باتولیتهای گرانیتی زیادی ممکن است مرتبط با مخروط اصلی فرضی در طول نمایش باشد(c). ارتفاعات متفاوت هموار در گرانیت حفر می شوند (‘A’) و سنگ بیرونی (‘B’) مقاومت متفاوتی از هرپیچیدگی سنگ نسبت به شاخصهای متفاوت سنی انعکاس می دهند.
تعداد سطوح صاف، تعداد چرخه های فرسایشی آزمایش شده بوسیله چشم انداز را نشان می دهد. آنطوری که این دیدگاه به طور غالبی نادیده گرفته شد، تکتونیک متفاوت ممکن بود که متکی به ارتباط خیلی نامشخص رسوبات باشد که بر روی لندفرمها تاثیر می گذارد و از کمبود سن سنجی دقیق سطوح زیان ببیند، این دیدگاه به شدت در دهه 1960 موردانتقاد قرار گرفت و شهرتش را از دست داد. بنابراین از آنجاییکه موضوع سطوح صاف، منشا و کرونولوژی آن، ویژگی غالب درمطالعات منطقه ای قدیمیتر به شمارمی آمد ولی اهمیتش را به شدت در ژئومرفولوژی مدرن از دست داد. بعلاوه اشغال قبلی سطوح صاف در ژئومورفولوژی تاریخی، یک دیدگاه اشتباهی را ایجاد کرد که یک تحقیق برای چشم انداز قدیمی برای جستجوی برجستگی صاف ضروری می باشد. عملکرد اخیر نشان می دهد که سطوح قدیمی زیادی در وقایع زمین شناسی و ژئومورفولوژی دور از هر گونه وضعیت سطوح پیشرفته حفاظت شده اند. بنابراین سطوح صاف، مطالعات مورفوتکتونیک را با اهمیت نگه داشته اند و به طور گسترده ای به عنوان شاخصهای تاریخ بالاآمدگی و فرونشینی استفاده شده اند (Ollier and Pain 2000. ). بوسیله تجزیه و تحلیل فضایی و الگوهای ارتفاعی توزیعشان، هر کسی می تواند به اهمیت بالاآمدگی سطح، تشخیص مسیر انحراف و مقدار پیچ خوردگی، یا قرارگیری مناطق گسلی در نواحی که شواهد زمین شناسی متداول در دست نیست پی ببرد. دراین متن، منشا سطح صاف، معمولا برای بحث مهم می باشد. مهم است یادآوری کنیم که مورفولوژی سطح به تنهایی ممکن است اثر دلیل همواری را به ما ندهد. بررسی ساختار زمین شناسی متکی به یک توپوگرافی صاف می تواند تناوب منشا برای هر شخصی که سطح صاف را اشاره می کند، پیشنهاد شود. به علاوه اگر کنترل زمین شناختی بتواند نشان داده شود، آرامش تکتونیکی یک شرط لازم در هر زمان طولانی تر به طور ذاتی در روشهای کلاسیک شکل گیری نمی باشد. در نواحی پلاتفرم زیادی، طبقات رسوبی به طور عمودی بر روی مسافتهای طولانی قرار می گیرند و توپوگرافی ممکن است با شیب ناچیز، مخصوصا اگر لایه های سنگ مقاوم در سطح وجود داشته باشد، سازگار باشند. به علاوه شیبهای معکوس رشته کواستا[39] ممکن است نزدیک به انطباق شیب طبقات را نشان دهد. در فلاتهای مرتفع ممکن است چندین سطح صاف توسط شیبهای تند جدا شوند، اما در واقع، سطوح ساختاری بعدا در هر لایه مقاوم تر وجود دارد. در نواحی آتشفشانی که قبلا شکل گرفته است، توپوگرافی ممکن است با ژئومتری جریان گدازه منطبق باشد. گدازه بازالتی به خاطر گدازه بازالتی اش ممکن است در صفحات با ضخامت بیشتر یا کمتر بر روی نواحی عمده ای خارج شود. همواری بالای سطح یک جریان از زمان فوران و سرد شدن باقی خواهد ماند. در مورد جریانهای مضاعف[40]، برهنه سازی[41] ممکن است بخشهای بالای هر جریان اصلی گدازه را نمایان سازد و توپوگرافی پله ای، بیان کننده ایجاد یک سطح صاف با سنین متفاوت را ایجاد نماید. بقایای سطوح صاف قدیمی همچنین در نواحی که در زیر سنگهای آتشفشانی مخصوصا در گرانیتها قرار می گیرند اغلب واقعا یک توپوگرافی با شیب صاف یا مشابه مخروطهای با شعاع کم و با گستردگی جانبی را نشان می دهند. تنوعی از کنترلهای ساختاری ممکن است شامل انطباق شکل با سقف اصلی فوران یا اتصالاتی که مسطح قرار گرفته اند وجود دارد. مسلما در سطح زمین سطوح صاف وجود دارند. مثالهای شناخته شده از سرتاسر رخدادهای زمین شناسی از پره کامبرین بالایی تا حال حاضر وجود دارد. در مکانهایی از قبیل سپر فنوسکاندیان[42]، سپر لارنتید[43] یا شرق میانی سطوح گسترده بریده شده با سطح خیلی صاف در ساختارهای سنگی متفاوت و عدم صاف شدگی مجدد سنگهای با مقاومت متفاوت در انتهای پره کامبرین وجود دارد. متعاقبا آنها بوسیله رسوبات کامبرین مدفون شدند و سطوح صاف را در کامبرین زیرین تشکیل دادند که اکنون اندکی رخنمون پیدا کرده اند. تولید دیگر سطوح صاف گسترده در مزوزوئیک تکامل یافته است. به طور ویژه نواحی بالاآمده زیادی با وقوع سطوح برجستگی پایین در ارتفاعات متفاوت که احتمالا در طی سنوزوئیک شکل گرفته اند وجود دارد. آن به این معنی است که روش منشا یابی و دامنه سنی شکل گیری، پیوسته باقی می ماند و به طور متناقضی کمتر جستجو می شود.
References
Budel, J. (1957) Die ‘Doppelten Einebnungsflachen’ in den feuchten Tropen, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 1, 201–228.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. Jr (1980) Cratonic erosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
Goudie, A. and Viles, H. (1997) Salt Weathering Hazards, Chichester: Wiley.
King, C.A.M. (1963) Some problems concerning marine planation and the formation of erosion surfaces, Institute of British Geographers Transactions 33, 29–43.
King, L.C. (1953) Canons of landscape evolution,Geological Society of America Bulletin 64, 721–752.
Lidmar-Bergstrom, K. (1997) A long-term perspective on glacial erosion, Earth Surface Processes and Landforms 22, 297–306.
Ollier, C.D. and Pain, C.F. (2000) The Origin of Mountains, London: Routledge.
Sugden, D.E. and John, B.S. (1976) Glaciers and Landscape. A Geomorphological Approach, London: Edward Arnold.
Further reading
Phillips, J.D. (2002) Erosion, isostatic response, and the missing peneplains, Geomorphology 45, 225–241.
Twidale, C.R. (1983) Pediments, peneplains and ultiplains, Revue de Geomorphologie Dynamique. 32, 1–35.
Widdowson, M. (ed.) (1997) Palaeosurfaces: Recognition, Reconstruction, and Palaeoenvironmental Interpretation, London: Geology Society Special Publication 120
PIOTR MIGON (مترجم: محسن رضایی عارفی)
- تکتونیک صفحه ای PLATE TECTONICS
تکتونیک صفحه ای، یک تئوری را معرفی می نماید که تعداد زیادی از فرمهای عمده لیتوسفر زمین از قبیل آتشفشانها، ریفت (See RIFT VALLEY AND RIFTING) مناطق و کمربندهای کوهستانی را شرح می دهد. این تئوری بیان می کند که لیتوسفر، پوسته و بالاترین قسمت گوشته به مناطق سخت یا صفحات تقسیم می شوند که به طور افقی حرکت می کنند و در مرزها برای ایجاد این اشکال با هم برخورد می کنند. این تئوری از مفاهیم اولیه رانش قاره ای[44] و گسترش کف دریا[45] تکامل یافته است. در قرن هجدهم، خطوط ساحلی اقیانوس اطلس مانند یک معمای پیچیده که با یکدیگر جفت و جور می شوند در نظر گرفته شد.در سال 1915 آلفرد وگنر[46] چندین بحث زمین شناسی را برای نظریه پردازی اینکه قاره ها از یک قاره خیلی بزرگ به نام پانگه آ جدا می شوند منتشر کرد. او به ویژگی هایی اشاره کرد که می توانند با نزدیک شدن به اقیانوس اطلس در یک ردیف قرار بگیرند که شامل کمربندهای چین خورده پالئوزوئیک از قبیل کوهستانهای آپالاشین و کالدونین (تصویر 124)، سپرهای متامورفیک از قبیل اسکاتلند شمالی و لابرادور، گسلهای اصلی، شاخصهای پالئوکلیماتیک از قبیل مردابهای زغال سنگی نیمه استوایی کربونیفر و بخارات استوایی و ماسه سنگ های بیابانی، تیلیتهایی[47] از کلاهک یخی کربونیفر با خط بندی رادیواکتیو و رسوبات نامنظم یخچالی و رسوبات ناهمسانی از سرخسها[48] و خزندگان. به اختصار بعدها، وگنر اشاره کرد که شتابهای لرزه ای در سنگهای اقیانوسی نسبت به سنگهای قاره ای سریعتر می باشند که مشخص کننده این است که خاکهای با چگالی کمتر در بالای سنگهای اقیانوسی شناور خواهند شد.
شکل 124: مرز صفحات پوسته زمین. ویژگی های ذکر شده در متن :1:قوس جزیره آلتائی. 2: کوهستانهای آند. 3: قوس چزیره ای آنتیل. 4: کوهستانهای آپالاشی. 5: دریای برینگ. 6: کوهستانهای کالدونین. 7: بازالتهای رودخانه کلمبیا. 8: کوهستانهای کورلیدران. 9: بازالتهای دکان. 10: ریفت آفریقای شرقی. 11: کوهستانهای هیمالیا. 12: ایسلند. 13: قوس جزیره ای ژاپن. 14: آلاکوگن کویناوان. 15: گودال ماریانا. 16: کوه کلیمنجارو. 17 :دریای سرخ. 18: گسل آندریاس سن. 19: دریای ژاپن. 20: فلات تبت. 21: گودال تانگا.
مباحث وگنر به طور گسترده ای چندین دهه باور نکردنی بود. یک استثنا الکساندر دو توید[49] بود که در سال 1937 مشاهده کرد که پانگه آ به قاره های لوراسیا ( امریکای شمالی و اوراسیا) و سرزمین گندوانا، امریکای جنوبی، افریقا، هندوستان، استرالیا و قطب جنوب در دوره ترشیاری جدا شد و به قاره های کنونی در دوره ژوراسیک تقسیم شدند. نقشه برداری زمین شناسی به طور چشمگیری در سراسر دنیا در دهه 1950 به اضافه شواهد زیاد در حمایت از شکاف قاره ای افزایش پیدا کرد. مباحث ژئوفیزیکی مهمی اضافه شد. به عنوان مثال ظهور کامپیوتر و آمارهای مرتبط، بولارد[50] و همکاران را در 1965قادر ساخت که نشان دهند احتمال زیادی وجود دارد که حاشیه های قاره ای اقیانوس اطلس در امتداد با یکدیگر باشند. روشهای تاریخ نگاری سن رادیومتریک، سن کی – آر[51]، نقشه های مغناطیس سنجی، انطباق در معرض قرار گرفتن و لیتولوژیهای مدفون در سرتاسر اقیانوس اطلس جنوبی را تائید کرد. اکتشاف در کف دریا تائید کرد که سنگهای کف قاره ای دریا با یکدیگر متفاوتند. مطالعات پالئو مغناطیس اکثر مجاب کنندگان را قانع کرد. بوسیله اندازه گیری مغناطیسی بقایای واحدهای سنگی فسیل شده در نمونه های زیادی، موقعیتش می تواند نسبت به قطب مغناطیسی زمین با یک خطای شناخته شده محاسبه شود. بوسیله مقایسه قطبها از واحدهای سنگی هم سن در دو قاره، چرخش نسبی و نمایش بین آنها می تواند تعیین شود. اینچنین مطالعاتی می تواند از نظر آماری، رانش قاره ای را اثبات کند (Irving, 1958).. آرتور هولمز[52] در 1928 تشخیص داد که گرمای تجزیه رادیواکتیو باعث خواهد شد گوشته زمین جابجا شود و قاره ها را در امتداد سطح زمین فشار دهد. دیتز[53](1961) پیشنهاد کرد که گسترش کف دریا، زمانی اتفاق می افتد که دخالت ماگمای گوشته به پوسته کف دریا در رشته های میان اقیانوسی وجود داشته باشد و باعث به هم پیوستگی کف دریای جدید و جابجایی کف دریای قدیمیتر در هر دو مسیر گردد. آزمایش فرضیات، اثبات کرد که به سختی می توان بر روی نقشه های راداری ژئومورفولوژی زیر دریایی و نقشه های مغناطیس سنجی که برای ردیابی زیردریایی هسته ای ایجاد شده اند، استناد کرد. حرکت عمودی دور از رشته میان اقیانوسی، جوانترین سنگها در جزایر اقیانوسی به طور خطی به سرعت نشان داده شدند که اثر رادیومتریک کی –آر و انشقاق ( تجزیه و تحلیل اثر انشقاق[54] را ببینید)، سن بازالتهای کف دریا به طورخطی افزایش می یابد که در کف دریا سرد می شود و میکرو فسیلها و توفهای آتشفشانی در ثبت رسوبات کف دریا با سن فزاینده –که همه گسترش کف دریا را حمایت می کنند. اغلب شناخت مهم بود که معکوس بودن میدان مغناطیسی زمین در هر 104 تا 107 مگامپر در مواد مذاب جدید در رشته های میان اقیانوسی که به طور برابر در هر دو مسیر برای ایجاد ناهنجاریهای خطی ریفت موازی افزایش یافته و چگالی کاهش یافته میدان مغناطیسی ثبت شده اند، گسترش پیدا کرده اند. این تجزیه و تحلیل در هر دو فرضیه گسترش کف دریا را تائید کرد و روشی را برای آسان کردن نقشه کشی و سن یابی کف دریا که حدود دو سوم سطح زمین را نشان دهد اثبات کرد (Heirtzler et al. 1968). نظریه تکتونیک صفحه ای برای بیان اینکه چگونه، پوسته زمین در هر مکانی از نظر سیستمی در حال حرکت می باشد را استنتاج کرد. سطح زمین 7 صفحه بزرگ دارد، صفحات اقیانوس آرام، اوراسیا، امریکای شمالی، امریکای جنوبی، افریقا، هند و استرالیا و قطبین (شکل 124 ) و تعداد نامشخص صفحات کوچک در بین آنها وجود دارد. صفحات به سمت بالا حدود 20 متر در سال (20cmyr_1) حرکت دارند اگر چه میانگین حرکت آنها فقط 5تا 10 سانتی متر در سال (5–10cmyr_1) می باشد. این حرکت می تواند به طور مستقیم با استفاده از خط پایه خیلی طولانی مادون قرمز، اشعه لیزر تنظیم شده ماهواره و موقعیت راداری ماهواره با استفاده از سیستم های تعیین موقعیت جهانی[55] اندازه گیری شوند. در گذشته سرعت حرکت با استفاده از فاصله بندی ناهنجاریهای مغناطیسی کف دریا و روشهای پالئومغناطیسی اندازه گیری می شد. بعلاوه چون صفحات پوسته ای در اطراف یک کره جفت شده بودند، هر صفحه به طور واقعی به دور قطب اویلر[56] خودش با سرعت حرکت متفاوت در اطراف آن می چرخید. سه نوع حاشیه فعال در مرز صفحات وجود دارد: مناطق ریفت، مناطق سابداکشن و گسلهای تغییر شکل یافته. هر یک ممکن است از نوع اقیانوسی، قاره ای یا هر دو نوع پوسته و ترکیب مرز صفحات باشند و پوسته خودش اصطلاح توپوگرافیکی ویژه با خصوصیات فعال و زمین شناختی دارد.
مناطق ریفت و پشته ها (Rift zones and ridges)
مناطق ریفت، مناطق خطی امتدادی می باشند جایی که پوسته جدید به سطح زمین اضافه می شود و مکانی است که حرکت به طور عمودی به شکل ویژه ای می باشد. از نظر توپوگرافیکی، آنها یک گودی مرکزی دارند که به طور خاصی 20تا 50 کیلومتر پنها و 1 و یک دوم عمق دارند. آنها فلاتهای ارتفاع یافته ای هستند که به بیرون تا صدها کیلومتر گسترش یافته اند. در زیر گودال حرکت به سمت بالای ماگما به سطح تماس پوسته – جبه می ریزد و پوسته قدیمی تر را به طرف بالا و به طرف بیرون در داخل حفره های معمولی گسل به شکل فلات فشار می دهد. لیتوستاتیک فرسایش یافته به طرف گودی حمل می شود و باعث ذوب بالاترین گوشته به شکل ماگمای بازی می شود. ماگما در امتداد خطی ریفت خارج می شود و به طور مخصوصی در امتداد محور مرکزی به شکل خروج گابروی ورقه ای در عمق و لاوای بازالتی در کف گودال باعث ایجاد پوسته جدید با ضخامت حدود 5 کیلومتر می شود. به خاطر اینکه پوسته نازک می باشد و نیروهای کششی آن، مناطق ریفت با ضعف نسبتا زیادی، زمین لرزه های کم عمق را ایجاد می کنند. در کف دریا مناطق ریفت، رشته ها[57] نامیده می شوند. آنها سیستم کوهستانی مداوم بزرگی را در اقیانوسهای دنیا ایجاد می کنند که تا حدود 60 هزار کیلومتر گسترش می یابند (تصویر 124)، اما در مناطق خیلی محدودی مانند ایسلند مشاهده می شوند. به طور ویژه ای رشته بازالتهای وسط اقیانوس[58] تولیتین اولیوین دار[59] با فقط تفاوتهای مقایسه ای کمی می باشند. فرسایش در اقیانوسها کم می باشد آنطوری که فقط یک لایه نازکی از مواد غالبا شیمیایی و رسوبات بیوشیمیایی در آتشفشانهای کف دریا به صورت سیلیکات و کالکروس اوزه[60] می باشند. این رسوبات به آهستگی با ضخامت زیادی دور از ریفت ها به طور ویژه ای به میزان حدود mm/10 2 1 افزایش می یابند. در گودی ریفت، گرمای زیاد از زمین جریان می یابد و باعث فعالیت زیاد ژئوترمال می شود. سیالات هیدروترمال داغ می توانند ساختارهای دودکشی شکل در اطراف حفره ها که سرشار از سولفاتهای فلزی برای شکل دادن رسوبات اوره می باشند را زیاد کنند. همچنین سیالات از نظر شیمیایی، بازالتها و گابروها را تغییر می دهند و یک محیط کوچک دریایی را با دامنه متفاوت گیاهی و حیوانی خارجی ایجاد می کنند. مطالعات جریان گرما، لرزه و نیروی جاذبه نشان می دهد که پوسته کف دریا به طرز نیرومندی سرد می باشد و باعث افزایش غلظت و زیاد شدن حفره می گردد و ضخامت زیر سطحی به صورت ماگما در سطح پایین تر آنطوری که بیشتر از ریفت به آن فشار وارد می شود، سرد می شود. مناطق ریفت آفریقای شرقی حدود 5000 کیلومتر طول دارند و اینکه چگونه پوسته قاره ای از یک کراتون[61] خارج می شود را نشان می دهد (تصویر 124 ). به عنوان مثال مناطق ریفتی دارای پستی و بلندی می باشند و از نظر لرزه ای شبیه به رشته های اقیانوسی می باشند. زیرا مرز فلاتها، در معرض هوازدگی قرار می گیرند، رسوبات شیمیایی فرعی اطراف چشمه های داغ وجود دارند، اما فرسایش رسوبات جدا شونده زمینی فراوانی را ایجاد می کند که در دره ریفتی، رسوب می کنند و فلات آتشفشانی به طور قدرتمندی به وسیله هوازدگی سطحی دور از دره ریفتی تحت تاثیر قرار می گیرد. بازالتهای تولیتی[62]، بعضی اوقات، رسوب می کنند و در سراسر ریفت جریان می یابند و فلاتهای بزرگ لاوایی متناوب را از قبیل رودخانه کلمبیا یا بازالتهای دکان[63] را ایجاد می کنند. همچنین ولکانیسم بازالت آلکالی ممکن است در مجاورت فلات از طریق ذوب جزئی پوسته قاره ای، حفره های انفجاری و مخروطهای استوانه ای انفجاری و مخصوصا استراتوولکانوهایی از قبیل کوهستان کلیمانجارو با قله یخچالی استوایی اش را ایجاد کنند. اگر منطقه ریفت واقعا فعال باشد، پوسته قاره ای به طور کامل از 10 تا 20 مایل گسترش می یابد. پوسته مداخله گر یک رشته نیمه اقیانوسی می شود و رشته های قاره ای، حاشیه های عبوری[64] می باشند.
مناطق سابداکشن(Subduction zones)
این مناطق،حاشیه های متقارب هستند که در آنها زمین، پوسته های قدیمی را نابود می کند تا به جای آنها، پوسته جدیدی بسازند که در مناطق دارای شکاف قرار دارند. وقتی این دو پوسته شبیه هم می شوند، یک پوسته به طرف پایین خم می شود و به طرف گوشته زمین بر می گردد ودر زاویه ای قرار می گیرد که باید دوباره ذوب شود. یک تخته سنگ زیر رانده[65] شده می تواند به عمق 1400 کیلومتری برسد و تا 700 کیلومتر پیشروی نماید. پوسته ها ممکن است از بالا یا در زاویه اصلی دچار تغییر شوند که منجر به نیروهای فشاردهنده قوی می شوند که موجب زمین لرزه های قوی و فراوان همراه با کانون هایی در عمق زمین گردند. درواقع حدود 90درصد از انرژی زمین لرزه در مناطق سابداکشن آزاد می شود بطوری که مناطق آن ها در تحقیقات زمین شناسی زلزله مشخص است. سه نوع از فرسایش های پوسته ای امکان پذیر هستند: اقیانوس به قاره، اقیانوس به اقیانوس و قاره به قاره. وقتی پوسته اقیانوسی با پوسته قاره ای برخورد می کنند، همانطور که در بیشتر مواقع در اقیانوس آرام اتفاق می افتد(شکل 124) فرسایش های نازکتر (5تا10 کیلومتر) (g/cc ~2.9) روی می دهند که پوسته اقیانوسی نازکتر به کمتر از تراکم 30 تا 50 کیلومتری (g/cc ~2.7) می رسد و پوسته قاره ای در زاویه30 تا 70 درجه قرار می گیرد. در سطح این پوسته، یک گودال شکل می گیرد که ممکن است دارای چندین هزار کیلومتر طول و عرض 50 تا 100 کیلومتر و عمق 7 تا 9 کیلومتر باشد.بنابراین مرکز زلزله برای زلزله های عمیق در آن گودال بوجود می آید. اکثر این گودالها حالت کمانی شکل دارند که قسمت فرورفته آنها با پوسته قاره ای مثل گودال آلتائی[66] نزدیک هستند ولی بعضی از آنها شکل مستقیم دارند مثل گودال تونگا[67]. هرگونه رسوب و ته نشینی ناشی از فرسایش بر روی پوسته قاره ای بدون حفاظ که به پایین گودال می رسد،به طرف پایین و داخل زمین زیرراندگی دارد و بنابراین گودال هیچ وقت پر نمی شود.با این حال چنین رسوبهایی بر روی پوسته های قار ه ای متراکم می شوند،بطوریکه جریانهای گل آلود، آنها را به داخل یک حوضه رودخانه و در قوس جلویی و بین حاشیه قاره ای و خط ساحل حمل می نماید. معمولاً این آ ب های گل آلود، متراکم هستند و از شکل طبیعی خارج شده اند و دچار تغییر شکل در پوسته های فرسایشی گردیده اند و به شکل یک کمربند در امتداد خط ساحلی منجر می شوند. گاهی اوقات رسوب های کف دریا و پوسته به سوی فلات قاره حرکت می کنند و در آن قسمت ذخیره می شوند و بدین ترتیب یک جزیره قوسی[68] شکل بوجود می آید. گرما که اکثر اوقات بوسیله فرسایش در منطقه سابداکشن بوجود می آید، سنگ های دارای سیلیس و کلسیم و آهک را ذوب می کند که در بالا و پایین پوسته قرار دارند و موجب غوطه ور شدن آنها در صخره های آتشفشانی می گردند بدین ترتیب اکثر آتشفشان های فعال دنیا در اطراف اقیانوس آرام در آب و هواهای استوایی شکل می گیرند ( جزیره های باریر و مارین را مشاهده نمائید.). وقتی چنین سطح کمی از زمین روی سطح دریا قرار می گیرد، مقدار کمی از ایجاد رسوب اتفاق می افتد ولی رسوب های شیمیایی و ریفهای مرجانی[69] اغلب در اطراف چنین جزیره هایی با آب و هوای استوایی برای سد[70]، ریف[71] و آتول[72] (سو و جزایر سدی را نگاه کنید )را شکل می دهند. برخورد بین صفحات قاره ای باعث ایجاد بزرگترین کوه های دنیا به همراه تکتونیک ژئومورفولوژی می شود مثل کوههای هیمالیا که دارای ارتفاع 10 کیلومتری هستند،درحالیکه شبه جزیره هند به پوسته هند و استرالیا می رسد که در برابر پوسته و قاره اروپا و آسیا قرار دارند. این کوهها بلند هستند زیرا پوسته های آنها نسبتا ضخیم می باشند ولی دارای تراکم کمتری نسبت به گوشته بالایی هستند و همچنین باعث ارتفاع زیاد آنها می شود.پوسته ترکیبی 70 کیلومتری آنها به شکل عمیق تری در پوسته زمین فرومی رود که دلیل آن محکم بودن پوسته زمین می باشد.قبل از تصادف و به هم خوردن، پوسته قاره ای و اقیانوسی بین آنها با یک حاشیه ساکن به وجود می آید و همانند بسیاری از خطوط ساحلی اقیانوس آرام یا تا حد بیشتری با حاشیه تصادفی اقیانوسی و قاره ای بطوریکه در بالا توضیح داده شد، شکل می گیرد.وقتی قاره ها به هم برخورد می کنند، بعضی از رسوبها در کف اقیانوس بوجود می آیند و فرورفتن های آتشفشانی اغلب به شکل فشرده در می آیند و دخالتهای گابرو اغلب جلوی آنها را می گیرد و در بین آنها به دام می افتد و در میان آنها ترکیب و پیچیدگی شکل می گیرد و به حالت سنگهای دگرگونی[73] به شکل مارپیچ[74] در می آیند.پیدایش این سنگهای مارپیچ موجب شکل گیری شکافهایی بین پوسته ها می گردد.در هر دو طرف این منطقه شکافته شده، باقیمانده هایی از شکل افتاده قوسهای جزیره ای و حوضه های آبریز ایجاد می شوند و سپس کوههایی که در آنجا یک فلات قاره ای طولانی وجود دماغه آلئوتاین و دریای برینگ و یا قوس ژاپن و دریای ژاپن گردیده است. بنابراین اگر فلات قاره باریک تر باشد، این ترکیب منجر به ایجاد یک سلسله کوه های ساحلی بلند می شود. فشار بیشتر موجب از شکل افتادگی شده و باعث متراکم شدن سنگ های پست قوس در داخل پوسته ها می گردد و تشکیل کوه های بلندی مثل آند و کوردیلرا[75] همراه با شکل های زیبای ژئومورفولوژی کوهستان آنها را می دهد. فرسایش های بین پوسته های اقیانوسی دارای رواج کمتری نسبت به فرسایش های اقیانوس – قاره ای هستند ولی روند آنها مشابه است، جزاینکه هر دوی این پوسته ها نسبتاً نازک به متراکم هستند. در نتیجه، مناطق سابداکشن آن ها موجب ایجاد یک زاویه دارای سراشیبی بیشتر به میزان 90 درجه می شود که با عمق زیادتری به داخل زمین فرو می رود و باعث بوجود آمدن عمیق ترین زمین لرزه های دنیا می گردد. همچنین گودال های آنها مثل گودال ماریانا[76] عمیق تر هستند و عمق آنها به حدود یازده کیلومتر می رسد. همچنین فقط قله های این کوه های آتشفشانی به سطح می رسند و به شکل زنجیره هایی از جزیره های سنگی مثل جزایر آنتیل[77] در حاشیه پوسته غیرسابداکشن در می آیند.
مرزهای فعال پوسته ای از سه اتصال و در جائی که این سه پوسته به هم می رسند، این سه مرز از هم جدا می شوند.مناطق بسیار مرتفع رسوبی بوجود می آیند و سپس تپه های دامنه کوه شکل می گیرند و آنگاه فلات های بلند مثل فلات تبت بوجود می آیند که تا حد زیادی بوسیله تنگه های عمیق، تغییر شکل می دهند. منطقه دارای شکاف که دارای کمربندی از سوراخ ها و منفذهامی باشد، بسیار فعال هستند و به ایجاد زلزله های عمیقی می پردازند که حفره های بزرگی بوجود می آورند. در پایین این شکاف، سابداکشن بیشتر متوقف می گردد ولی دهها میلیون سال برای هر تخته سنگ باقیمانده طول می کشد که پوسته آن ذوب شود، بطوریکه زمین لرزه های کوچکی هنوز در عمق های میانی اتفاق می افتند. محصور شدن نیز باعث مسدود شدن بسیاری از آتشفشان ها می گردد زیرا گرمای فزاینده در منطقه سابداکشن، متوقف می شود.
حرکت گسلها و اتصالات سه گانه (Transform faults and triple junctions)
توضیح جی تی ویلسون[78] ( 1965) در باره نوع جدیدی از کاهش که در واقع یک کاهش انتقالی است (شکل 125)، نکته کلیدی برای فهم جنبه های پویا و فعال مباحث زمین شناسی است. حرکت شکاف ها و مناطق کاهش یابنده بخوبی فهمیده شدند ولی سراشیبی ها و گودال های کف دریا که به نظر می رسید کاهش های انتقالی هستند، در دو طرف و در دو مسیر مخالف قرار گرفتند تا همانند یک نشانه برجسته مشاهده شوند. با توجه به اینکه این گودالها و سراشیبی ها موجب بریده شدن لبه های سمت راست زاویه می گردند، آنها را برجسته و شاخص می نمایند.ویلسون دلیل آورد که کف دریا از هر دوبخش های کاهش یافته دور می شود، بطوری که حرکت این کاهش ها بدین ترتیب می باشد:
الف: به طرف یکدیگر و بین مرزهای برجسته و به شکل یک مرز فعال پوسته ای و ب: در همان مسیر و سرعت خروجی در هر دو لبه یعنی جائیکه این لبه ها بطور خودبخود حالت فعالی در داخل این پوسته ها پیدا می کنند (شکل 125). او بعداً توضیح داد که چگونه این کاهش انتقالی بسوی لبه و منطقه کاهش یافته می روند تا به ایجاد مرزهای پوسته ای منجر شوند.
سابداکشن انتقالی مشخص شده می توانند بیش از 3000 کیلومتر طول و 3 کیلومتر ارتفاع داشته باشد که مرتفع ترین قسمت بر روی بخش نزدیک به لبه می باشند. هریک از این بخش ها ممکن است یک شکاف یا بریدگی باشند و منطقه کاهش یافته یا انتقالی و ترکیبات احتمالی شانزدهمین را ایجاد می کند. مثلاً اتصال سه گانه سافیک – کوکوس – نازاکا دارای سه شکاف اتصالی است که یک منطقه کاهش یافته و انتقالی می باشد. اهمیت ژئومتریکالی این است که تراکم و مسیر هر پوسته در یک اتصال از جاذبه های کف زمین شناخته می شوند و یا از جاذبه های پیرامونی بوجود می آیند، حرکت چرخشی و قطب های اولر مربوط به پوسته سوم می تواند محاسبه شوند. با حذف نمودن هر مقدار کوچک از آتشفشان فعال، پوسته زمین بوجود نمی آید و نابود هم نمی شود. در میان این مرزها، بریدگی های افقی به تولید یک زمین لرزه ضعیف یا متوسط از زمین لرزه های عمیق می پردازد که بندرت ویرانگر و مخرب می باشند. در چندین منطقه مثل کوه های سن آندریاس، بخش فعال بریدگی های انتقالی با پوسته های ضخیم تر قاره ای وجود دارد که باعث زمین لرزه های دوره ای قوی و بسیار ویرانگر و عمیق می شوند، به هنگامی که این دو لبه سایش یافته با یکدیگر برخورد می نماید، کوه های آتشفشانی کوچک تر که حالت قلیایی دارند و دریاچه های عمیق و دیگر جنبه های زمین شناسی نیز ممکن است در طول این سابداکشن ها روی دهند.
شکل 125: مقایسه فعالانه سابداکشن انتقالی و جریانی برروی کف دریا
اهمیت این نظریه (Importance of the theory)
فهم پوسته زمین شناسی منجر به یک انقلاب در علوم زمین شناسی شده است. اصولاً تمام شواهد حمایت کننده آن مربوطه به حداقل 200 میلیون یا بیشتر می شود که موجب ایجاد وحدت و یکسانی گردیده است و به ارائه مبانی زمین شناسی می پردازد که بفهمند چگونه منظره ها و چشم اندازها گسترش می یابند و برای زمین شناسان نیز مهم است که به تغییر پیشرفت 4000 میلیون در صخره ثبت شده زمین بپردازند. مثلاً کمربندهای کوه های کالدونین و آپالاشین در حال حاضر بعنوان محصول از شکل افتاده سه واقعه تصادفی پالئوزوئیک در دهانه اقیانوس ها و بسته شدن آنها در میان نظریه های چرخشی ویلسون[79] تلقی می شوند. به همین ترتیب، زمین شناسان و دانشمندان از این نظریه استفاده می کنند تا به متناوب نمودن قاره های بزرگ قبل از دوره زمین شناسی مثل رودنپیا منجر نشود و به تشخیص دره های دارای شکاف به میزان 100/1 میلیون می پردازد تا توضیح دهند چگونه طبقات سنگی زمین شناسی در تنظیم های مختلف بوجود می آید تا اقدام به تشکیل جلگه های مسطح و حوضه های رودخانه ای نمایند. سرانجام اینکه، با دانستن این نکته که چگونه پوسته ها در طول 200میلیون حرکت کرده اند، زمین شناسان را قادر ساخته است که تحقیق در مورد جاذبه مغناطیسی زمین بپردازند و به درک و فهم حرکات انتقالی در داخل زمین نائل شوند.
References
Bullard, E.C., Everett, J.E. and Smith, A.G. (1965) The fit of the continents around the Atlantic, Philosophical Transactions of the Royal Society, London 258A, 41–51.
Dietz, R.S. (1961) Continental and ocean basin evolution by spreading of the seafloor, Nature 190, 854–857.
Heirtzler, J.R., Dickson, G.O., Herron, E.M., Pitman, W.C. and LePichon, W.C. (1968) Marine magnetic anomalies, geomagnetic field reversals, and motions of the ocean floor and continents, Journal of Geophysical Research 73, 2,119–2,135.
Irving, E. (1958) Rock magnetism: a new approach to the problems of polar wandering and continental drift, in S.W. Carey (ed.) Continental Drift: A Symposium, 24–61, Hobart: University of Tasmania.
Wilson, J.T. (1965) A new class of faults and their bearing
Further reading
Condie, K.C. (1989) Plate Tectonics and Crustal Evolution, 3rd. edition, Oxford: Pergamon Press.
Cox, A. and Hart, R.B. (1986) Plate Tectonics: How It Works, Palo Alto: Blackwell.
Kearey, P. and Vine, F.J. (1990) Global Tectonics, Oxford: Blackwell.
Moores, E.M. and Twiss, R.J. (1995) Tectonics, New York: W.H. Freeman. on continental drift, Nature 207, 343–347.
D.T.A. SYMONS (مترجم: محسن رضایی عارفی)
PLOUGHING BLOCK AND BOULDER - قطعات سنگ و تخته سنگ های شیاردار
این مجموعه ها و تخته سنگ ها، تنها مجموعه هایی هستند که سریع تر از مواد اطراف خود به طرف پایین بوسیله مراحل مربوط به یخ زدگی های فصلی حرکت می کنند. حرکت آنها از چند میلیمتر تا چند سانتی متر درسال انجام می گیردو محدود به چرخه سالانه یخ زدگی و ذوب شدن می شود (Ballantyne 2001;Berthling et al. 2001a). بدلیل حرکات متفاوت، تخته سنگها به طرف بالا حرکت می کنند و بخش پایینی آن از زیر فشار خارج می شود و در امتداد بخش بالایی قرار می گیرد.
مجموعه تخته سنگها متعلق به زمینه بررسی ژئومورفولوژی یخچالی است،آنها برروی زمین های سراشیب در بخش گرمتر کمربند جغرافیایی گسترش یافته اند که معمولا همراه با بخش های دارای نوسان و تغییر می باشند،در این زمینه فقط یک مرحله توصیفی مختصر وجود دارد ولی این موارد تاکید می کنند که حرکات تخته سنگ ها بدلیل همان مراحلی بوجود می آیند که در سولیفلکسیون مشاهده می شوند،در طول پاییز و زمستان، تخته سنگ های برآمده در بالای برف برای مدتی پوشیده می مانند،همراه با تفاوتها در هدایت گرما، این موضوع باعث از دست رفتن مداوم گرما از طریق تخته سنگ می شود یا از طریق زمین در جای دیگری این اتفاق می افتد، نتایج در شرایط ترجیحی برای جدایی یخ روی می دهد (Ballantyne, 2001) و موجب ازبین رفتن یخ زدگی تخته سنگ ها می شود، یک تورم تا 5.7 سانتی متر در جنوب نروژ مشاهده شده است (Berthling et al. 2001b. ).اینگونه نشان داده شد که تورم تخته سنگ ها در وسط زمستان متوقف شده است، بدون توجه به اینکه برف در چه شرایطی قرار دارد، کم شدن رطوبت خاک ممکن است این روش را توضیح دهد،در طول بهار و اوایل تابستان برفهای تخته سنگ ها آب می شوند و خاک زیر تخته سنگها شروع به ذوب شدن زودتر از زمین اطراف می نمایند. میزان تقویت تا2.4 میلی متر در طول یک دوره شش روزه توسط برت لینگ[80] و همکاران اندازه گیری شدند(2001) اگر ذوب شدن یخ سریعتر از آب رها شده برای از بین رفتن باشد، آب در زیر تخته سنگ ها جمع می شود بطوری که فشار آب در داخل منافذ افزایش می یابد. این جریان باعث می شود که خاک زیر تخته سنگها، قدرت خود را از دست بدهد و از شکل افتادگی به طرف پایین ممکن است روی دهد، به این روند بعنوان ژلیفلکسیون اشاره می شود و دلیل اصلی حرکت تخته سنگ می باشد،مرحله دومی که بوجود می آید، از یخ خارج شدن است که ناشی از تورم طبیعی بدلیل یخ زدگی و قرارگرفتن در مسیر عمودی می باشد، این جریان منجر به یک حرکت اساسی به سمت پایین در مواردی می شود که حالت انجماد بطور اساسی به موازات سطح زمین شیب دار بوجود می آید، نمونه خزیدن یخ در شکل ساده اش باید واگذار شود زیرا تخته سنگها متورم می شوند و در مسیرهای مشخص شده توسط تغییرات در جداسازی گرما منحرف می گردند و آمادگی یخ زدن و محتوای آب داخل خاک در زیر تخته سنگ در یک مسیر شیب دار فراهم می شود، با این حال عدم ثبات ایجاد شده بوسیله نوسان داشتن در طول تورم بدلیل یخ زدگی ممکن است موجب بروز جابجایی هایی در طول آب شدن یخ گردد.
References
Ballantyne, C.K. (2001) Measurement and theory of ploughing boulder movement, Permafrost and Periglacial Processes 12, 267–288.
Berthling, I., Eiken, T., Madsen, H. and Sollid, J.L. (2001a) Downslope displacement rates of ploughing boulders in a mid-alpine environment: Finse, southern Norway, Geografiska Annaler 83A, 103–116.
Berthling, I., Eiken, T. and Sollid, J.L. (2001b) Frost heave and thaw consolidation of ploughing boulders in a mid-alpine environment, Finse, southern Norway, Permafrost and Periglacial Processes 12, 165–177.
SEE ALSO: frost heave; periglacial geomorphology; solifluction
IVAR BERTHLING (مترجم: محسن رضایی عارفی)
دریاچه دوره بارانی ( دریاچه پلوویال)- PLUVIAL LAKE
مجموعه های آب که در حوضه های رودخانه ها جمع می شوند و در نتیجه در دسترس بودن رطوبت قبلی زیاد هستند که ناشی از تغییرات دما و یا ته نشینی می باشند، تحقیق درباره دریاچه های دوره بارانی در نیمه دوم قرن نوزدهم گسترش یافت، جیمسون[81](1863)خواستار توجه به حجم بیشتر قبلی دریاچه های بزرگ دارای آب شور در آسیا شد که عبارتند از: دریای خزر، آرال، بالخاش و لوپ نور و لارترت[82](1865) اشاره به گسترش دریای مرده[83] نمود، اصطلاح دوره بارانی ، بنظر می رسد که برای اولین بار در رابطه با دریاچه هال[84] (1885)استفاده شده باشد ولی اصولا توسط تیلور [85](1868)بکار رفت که به دوره ای اطلاق گردید که بین فرانسه و انگلستان وجود داشت. یک پیشرفت عمده در تحقیق راجع به دریاچه های دوره بارانی در غرب امریکا با اثر راسل[86](1885) در رابطه با دریاچه های لاهونتان[87] و گیلبرت[88](1890) درمورد دریاچه بونویل[89] صورت گرفت.یک فصل درباره این تحقیقات زودهنگام وجزئیات کتاب شناسی آنها در مقاله فلینت[90] آمده است (1971-فصل دوم) حوضه های رودخانه ای بزرگ در ایالت متحده دارای هفتاد دریاچه دوره بارانی در طول دوره چهارم زمین شناسی هستند و آنها به اشغال منطقه ای حداقل یازده برابر بزرگتر از مساحتی پرداختند که امروزه در اختیار دارند.دریاچه بونویل تا حد زیادی به اندازه دریاچه امروز میشیگان بودکه حدود 370مترعمق داشت و 2 کیلومترمساحت را دربرمی گرفت.
عکس 91: تعدادی از خطوط ساحلی مرتفع که در دوره چهارم زمین شناسی در اطراف دریاچه پلوویال بونویل در ایالت پوتا در آمریکا بوجود آمدند.
شکل 126: الف: توزیع دریاچه های پلوویال دوره چهارم زمین شناسی در جنوب غرب آمریکا.ب:دریاچه بونویل ج: دریاچه لاهونتان
دریاچه لاهونتان[91] دارای شکل پیچیده تری بود و 23هزار کیلومتر را در برمی گرفت و به عمق حدود 280متری در محلی که امروزه دریاچه پیرامید[92] قرار دارد می رسید(شکل 126). این دریاچه مساحتی را تقریبا به بزرگی دریاچه امروز اریه[93] در بر می گرفت.دوره های رودخانه ای تقویت شدند و دریاچه ها از یک حوضه فرعی به حوضه دیگر جریان پیدا کردند.مثلا حوضه رودخانه موجاوه که بزرگترین سامانه رودخانه ای در صحرای موجاوه[94] می باشد حداقل چهارحوضه آبریز را به همراه دریاچه های آنها در زمانهای دوره بارانی تغذیه می کرد که عبارتند از: دریاچه موجاوه (شامل دریاچه های امروزی سوداو سیلور[95]) و حوضه آبریز کرونس[96] و حوضه آبریز مانیکس[97] (که شامل آفتون[98]-تروی[99]-کویوت[100] و حوضه آبریز فرعی هارپر[101] و تکاکریان[102] و لانکستر[103] می شوند-2002). همچنین سامانه دره رودخانه اونز در دره مرگ نیز مهم بودند. کار بسیار زیادی تا امروز انجام شده است و در هماهنگی با تغییرات و نوسانات در سطوح رودخانه های پرآب اقدامات فراوانی صورت گرفته است. بسیاری از اقدامات اولیه توسط اسمیت و استریت پروت[104] بررسی شده اند(1983). آنها نشان دادند که بسیاری از حوضه های آبریز بویژه دارای موقعیت های مرتفع در طول دوره ای بودند که به اندازه گیری مقدار حداکثر گسترش یخچال پرداخته می شد که حدود 25000 تا 10 هزار سال قبل بود. اخیرا تحقیقاتی در دوره طولانی تر تحولات وتغییرات در بعضی حوضه های آبریز وجود داشته است که توسط تحقیق درباره هسته مرکزی رسوب و ته نشینی انجام می شود که بعنوان نمونه درباره دریاچه و حوضه آبریز بونویل و دریاچه مونو و دریاچه مسیرلس[105] و دره مرگ بوده است. سطوح بالای دریاچه در طول آخرین حداکثر یخبندان ممکن است بخوبی نتیجه ترکیب این عوامل باشد که شامل دماهای کمتر و مقادیر تبخیر و کاهش سطوح بارش و ته نشین می شود.طوفانهای اقیانوس آرام که مربوط به بخش جنوبی جریان سریع قطبی بودند به سوی جنوب منحرف شدند که با وضع امروزی قابل مقایسه است.
دیگر رودخانه های دوره بارانی به نامهای آتاکاما و آلتی پلانو در جنوب امریکا بوجود آمدند (Lavenu et al. 1984).. شواهد زمین شناسی برای دریاچه های مرتفع بسیار موثر است و بویژه در رابطه با حضور متراکم جلبک ها در سطوح بالا صدق می شود(تا حداکثر ارتفاع1000متر)که در بالای پوسته های نمکی فعلی و فرورفتگی هایی مثل یونی[106] مشاهده می شود. (Rouchy et al. 1996) تغییرات و پیچیدگیهای زیادی درباره گرایشات آب و هوایی در دوره چهارم زمین شناسی در این منطقه وجود دارد که فقط محدود به موقعیت دوره یخبندان و دوره زمین شناسی فعلی نمی شود. (Placzeket al. 2001) با این حال ارزیابی های گوناگونی درباره مقدار تغییر بارش ها و ته نشینی ها وجود دارد که دریاچه های مرتفع، آنها را تایید می نمایند،دریاچه لاگونا و لجیا[107] که 15 تا 25 متر بلندتر از امروز بود،در5.13تا3.11kyr bp قرار داشت و منطقه ای به وسعت 9 تا11 کیلومتر مربع را در بر می گرفت که در مقایسه با وضعیت امروزی که دو کیلومتر مربع وسعت دارد دارای میزان باران سالیانه 400تا500میلی متر بود،درحالیکه امروزه فقط 200میلی متر می باشد، دریاچه بارانی توکا که همان دریاچه پوپ امروزی است و همچنین کویپاسا و یونی نیز دارای ارتفاعی بین 15و5.13kyr bp بودند و میزان باران سالانه در آنها 600میلی متر بود که امروزه به200 تا400 میلی متر می رسد،در صحرا تعداد زیادی از دریاچه های بارانی وجود دارند که در کوت[108] شمالی و میانی (Petit-Maire et al. 1999) و در جنوب (مثل مگاچاد[109])می باشند،در بیابان غربی بسیاری از فرورفتگی ها یا چاله ها وجود دارند که باقیمانده جریانهای رودخانه ای می باشند و مدارک و شواهد بسیاری از فعالیت های انسان ماقبل تاریخ در این مناطق مشاهده می شوند (Hoelzmann et al. 2001).. رسوب ها و ته نشین ها که شامل حوضه های آبریز مثل نبات هستند نشان می دهند که آنها در یک زمانی حاوی مقادیر زیادی از آب بودند که باعث جلب توجه ساکنین نئولیتیک گردید،بسیاری از این رسوبها درحال حاضر تبدیل به مواد رادیو کربن شده اند و نمایانگر حضور اولیه دوره زمین شناسی فعلی می باشد که اغلب به نام دوره نئولیتیک از آن یاد می شود،یک دریاچه بزرگ در شمال غربی سودان بوجود آمد که نوبیان[110] غربی نامیده شد (Hoelzmann et al. 2001).. مقدار باران این دریاچه بین 9500 و 4000Bp در سال بود و وسعتی حدود 7هزار کیلومتر مربع را دربرمی گرفت،اگر این رودخانه واقعا تا این اندازه بزرگ بود دراینصورت مقدار زیادی از بارش و ته نشینی مورد نیاز بوده است تا بتواند به همان شکل باقی بماند که احتمالا تا 900 میلی متر بوده است که در مقایسه با وضع امروز مشاهده می کنیم که کمتر از 15میلی متر دریافت می نماید. در کالاهاری در جنوب افریقا دریاچه ماک گادیک گادی[111]، بخش وسیعی از دلتای اوکاوانگو را در اختیار داشت که شامل چوبه زامبزی و باریکه گاپریوی، ناگمی و ماباب و ماک گادیک گادی میگردید که یک حوضه آبی وسیع را تشکیل می دادند، در وسیعترین حالت، این حوضه آبریز بیش از 50متر عمق داشت و وسعت آن 120هزار کیلومتر مربع بود،این مقدار تا حد بسیار زیادی بیشتر از وسعت دریاچه ویکتوریای کنونی است(68800کیلومتر مربع) و این حوضه آبریز را تبدیل به دومین دریاچه بزرگ افریقا پس از دریاچه چاد می نماید، با اینحال چون تاریخ نگاری آن دارای مشکلاتی است. (Thomas and Shaw 1991) تردید وجود دارد که این دریاچه منبع آب بوده باشد، بعضی از حوضه های آبگیر ممکن است به شعباتی تقسیم شده باشند زیرا وقتی امروزه دره های خشک در کالاهاری را مشاهده می کنیم، بنظر می رسد که آنها بسیار فعال بوده اند و تا حد زیادی از دریاچه آنگولا و از طریق اوکاوانگو جریان داشته اند با اینحال تغییرات تکتونیکی ممکن است نقش مهمی را در این زمینه ایفا کرده باشند و حرکت به ورودی های مهمی از رودخانه زامبزی شده باشند. در خاورمیانه، دریاچه های گسترده ای بوجود آمدند مثل ربع الخالی و همچنین در آناتولی (Roberts 1983).. در آسیای مرکزی، حوضه های آبریز آرال و خزر تا حدود زیادی گسترش یافته اند چون در دفعات متعددی در طول دوره چهارم زمین شناسی، سطح این دریاچه به حدود صفر رسید(سطح دریایی کنونی جهانی) و در مقایسه با27 متر امروزی و منطقه وسیعی را دربرمیگرفت که بویژه در بخش شمالی وسعت بسیار زیادی داشت. در دوره ابتدایی یخ بندان، این دریاچه وسعت بیشتری پیدا کرد حدودا 5 متر از سطح دریا فراتر رفت، تقریبا به آرال متصل شد و تا حدود 1300کیلومتر به سوی رودخانه ولگا پیش رفت و منطقه ای به وسعت1.1میلیون کیلومتر مربع را دربرگرفت(در مقایسه با 400هزار کیلومتر مربع امروزی).در بیشترین حجم، این دریاچه ممکن است از طریق فرورفتگی مانش[112] به دریای سیاه نیز سرریز شود، بطور کلی لبریز شدنهایی در رابطه با گرم شدن و ریزش های وسیع آبهای ناشی از ذوب شدن برفها روی داده اند (Mamedov 1997),، ولی آنها نیز شکلی از مراحل یخ بندان بوده اند که فقط یک کاهش در تبخیر و مسدود شدن آبهای زیرزمینی بدلیل انجماد شدید را بدنبال داشته اند، برگشت هایی در طول دوره های مختلف یخ بندان بوجود آمده اند مثلا در ابتدای دوره زمین شناسی فعلی سطح دریای خزر به 50تا60 متر پایین تر از سطح دریا کاهش پیدا کرد. دریاچه های وسیع بارانی همچنین در زمین های خشک و زمین های مرتفع چین و تبت و سطوحی که بنظر می رسیددارای ارتفاع 40هزارتا25000BPباشند،بوجود آمدند (Li and Zhu 2001).. به همین ترتیب حوضه های آبریز استرالیا شامل دریاچه یری نشان دهنده گسترش وسیعی از کاهش ها بوده اند که تمایل به سرزمین های مرتفع در دوره های مختلف یخ بندان در آنها وجود داشته است (Harrisonand Dodson 1993).. همانطور که می توان از طریق این نمونه های منطقه ای مشاهده نمود،دریاچه های بارانی به طرز گسترده ای وجود دارند(حتی در مناطق بسیار خشک)که دارای ابعاد و اندازه های بزرگ هستند و دارای تاریخچه های گوناگون در مناطق مختلف بوده اند، این دریاچه ها در یک مرحله در تمام مناطق در هر دو نیمکره وجود نداشته اند (Spaulding 1991). اما بطورکلی شرایط آب و هوایی خشک در طول و دقیقا پس از حداکثر یخ بندان و آب و هوای مرطوب در طول بخشی از اوایل تا میانه هولوسن بنظر می رسد که دارای خصوصیات صحراهای نواحی گرمسیری بوده اند، هرچند که این جریان درباره جنوب غربی امریکا صدق نمی کند.
References
Flint, R.F. (1971) Glacial and Quaternary Geology,New York: Wiley.
Harrison, S.P. and Dodson, J. (1993) Climates of Australia and New Zealand since 18000 yr BP, in H.E.Wright, J.E. Kutzbach, T. Webb, W.F. Ruddiman,
F.A. Street-Perrott and P.J. Bartlein (eds) Global Climates since the Last Glacial Maximum, 265–293, Minneapolis: University of Minnesota Press.
Hoelzmann, P., Keding, B., Berke, H., Kropelin, S. and Kruse, H-J. (2001) Environmental change and archaeology:
lake evolution and human occupation in the Eastern Sahara during the Holocene, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 169, 193–217.
Lavenu, A., Fournier, M. and Sebrier, M. (1984) Existence de deux nouveaux episodes lacustres quaternaries dans l’Altiplano peruvo–bolivien, Cahiers
ORSTOM ser Geologie 14, 103–114. Li, B.Y. and Zhu, L.P. (2001) ‘Greatest lake period’ and its palaeo-environment on the Tibetan Plateau, Acta Geographica Sinica 11, 34–42.
Mamedov, A.V. (1997) The Late Pleistocene–Holocene history of the Caspian Sea, Quaternary International 41/42, 161–166.
Petit-Maire, N., Burollet, P.F., Ballais, J-L., Fontugne, M., Rosso, J-C. and Lazaar, A. (1999) Paleoclimats du Sahara septentionale. Depots lacustres et terrasses alluviales en bordure du Grand Erg Oriental a l’extreme-Sud de la Tunisie, Comptes Rendus
Academie des Sciences, Series 2, 312, 1,661–1,666. Placzek, C., Quade, J. and Betancourt, J.L. (2001) Holocene lake-level fluctuations of Lake Aricota,southern Peru, Quaternary Research 56, 181–190.
Roberts, N. (1983) Age, paleoenvironments, and climatic significance of Late Pleistocene Konya Lake,Turkey, Quaternary Research 19, 154–171.
Rouchy, J.M., Servant, M., Fournier, M. and Causse, C. (1996) Extensive carbonate algal bioherms in Upper Pleistocene saline lakes of the central Altiplano of Bolivia, Sedimentology 43, 973–993. Smith, G.I. and Street-Perrott, F.A. (1983) Pluvial lakes of the western United States, in S.C. Porter (ed.) Late Quaternary Environments of the United States. Vol. 1. The Late Pleistocene, 190–212, London: Longman.
Spaulding, W.G. (1991) Pluvial climatic episodes in North America and North Africa: types of correlation with global climate, Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology 84, 217–229.Tchakerian, V. and Lancaster, N. (2002) Late Quaternary arid/humid cycles in the Mojave Desert
and Western Great Basin of North America, Quaternary Science Reviews 21(7), 799–810.
Thomas, D.S.G. and Shaw, P. (1991) The Kalahari Environment, Cambridge: Cambridge University Press.
A.S. GOUDIE (مترجم: محسن رضایی عارفی)
[38] - DENUDATION CHRONOLOGY
[54] - FISSION TRACK ANALYSIS
[59] - olivine tholeiites
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
