|
|
| |
 |
از Point تا Pyroclastic |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
مترجم: روان نیست و نیازمند بازنگری است
POINT BAR – خاکریز کناری رود (پوینت بار)
خاکریز کناری شکلی از سدهای رودخانه ای [1] هستند که در پیچ های رودخانه در راستای کرانه رودخانه قرار گرفته اند. آنها معمولا یک شکل قوسی دارند که منعکس کننده شعاع انحنای خمیدگی است. شیب مقطعی این سدها به سمت مرکز کانال گرایش دارد و منعکس کننده شکل هندسی نامتقارن کانال در راس خمیدگی است. در زمانی که خط القعر در مرحله جریان بالا به خارج از خمیدگی حرکت می کند ، خصوصیات بافتی مربوط به خاکریز کناری منعکس کننده الگوهای جریان مارپیچی ثانویه بر روی بستر سد شنی هستند. خاکریز کناری در راستای پیچان رود [2] هایی که در آنها پیوندهای ژنتیکی روشنی بین روندهای جریان‌درونی [3] تشکیل می شوند ، این روندها توالی های چالاب - پیچ عمق [4]، مورفولوژی (پیکره شناسی)کانال ، تشکیل خاکریز کناری در درون خمیدگی ها و خصوصیات شکل‌پلان[5] کانالی که ایجاد می شود ( رفتار پیچان رودی کانال ) را تعیین می کنند. در مراحل مقطعِ‌پر[6] جریان مارپیچی موجود در خمیدگی ، رسوب را تا شیب محدب خاکریز کناری حمل می کنند در حالیکه کناره محدب آبشسته[7] می شود . مواد بارِ بستر شن و ماسه از طریق جریان مارپیچی بوسیله کشیده شدن به سمت کناره های داخلی خمیدگی کانال حرکت می کنند. در این روند تجمیع جانبی رسوبات در رسوب شناسی خاکریز کناری از طریق ساختارهای اریب که به سمت کانال شیب دارند قابل تشخیص هستند. الگوهای متفاوت رسوب بوسیله شعاع انحنای خمیدگی ( تنگی خمیدگی) و همینطور نظام جریان و بار رسوب تحمیل می شود. معمولا اندازه دانه در بخش سد پایینی[8] ( در حوالی خمیدگی ) و با حرکت عرضی ( دور شدن از کانال ) کوچک می شود. این باعث می شود که یک مجموعه از ساختارهای رسوبی طولی که از مواد بستر در سر سد شنی تشکیل شده اند در اطراف خمیدگی شکل بگیرد به طوری که خط القعر آن همراستا با کناره محدب مجاور ( در محل ورودی خمیدگی) است. وقتی که خط القعر از سد پایینی خمیدگی دور می شود، مواد بار معلق که انرژی کمتری دارند، رسوب می کنند. معمولا ترکیبی از بارِ بستر و بار معلق در دنباله سد شنی دیده میشوند. جدیدترین رسوبات انباشته شده به صورت نهشته های سکوی سد در راس خمیدگی رسوب می کنند. معمولا این شکل های سد واحد[9] تا حد زیادی بدون پوشش گیاهی هستند. خاکریز کناری در بسیاری از نمونه ها سیمای ترکیبی دارند. این خاکریز کناری ترکیبی که متصل به کناره هستند از یک موزائیک ساخته شده از واحدهای مورفولوژی (پیکره شناسی) تشکیل می شوند. در موقعیت های شنی ، سکوی سد شنی نسبتا تخت است و سیمای درشت در بالای بخشی قرار دارد که طیفی از سیما ها (نیمرخ ها) در آن رسوب کرده یا آبشسته شده اند. در مرکز سد شنی هم یک بخش شنی وجود دارد. این احتمال موقعیت ناحیه برشی در خلال مرحله جریان بالا را نشان می دهد. خاکریز کناری در مرحله جریان بالای مرکب بوسیله کانال های پرشیب و اغلب با بوسیله های رمپ مرتبط بریده می شوند ( مک گاون و گارنر 1970) . جریان موجود در اطراف پوشش گیاهی چند سری پشته[10] رسوبی تولید می کند که توزیع های اندازه دانه متفاوتی دارند ( بریرلی و کونیال 1998) . راس سد شنی هم یک سیمای کم عمق تر دارد که به سمت کانال گرایش پیدا می کند.
References
Brierley, G. J. and Cunial, S. (1998) Vegetation distribution on a gravel point bar on the Wilson River, NSW: a fluvial disturbance model, Proceedings of the
Linnean Society (NSW), 120, 87–103.
McGowen, J. H. and Garner, L. E. (1970) Physiographic features and stratification types of coarse-grained point bars: modern and ancient examples,
Sedimentology 14, 77–111.
SEE ALSO: bar, river; channel, alluvial; fluvial geomorphology
KIRSTIE FRYIRS (مترجم: ریحانه برومند)
POLJE - پولیه (چالاب آهکی )
چالاب آهکی نوعی از نهشته بسته با پهنه تخت است که در ناحیه های کارستی تشکیل می شود. چالابیه یک سیمای متفاوت با ژئومورفولوژی (پیکره شناسی زمین) سنگ آهکی را ایجاد می کند. این اصطلاح از کلمه اسلاو به معنای میدان آمده است. چالاب آهکی [11] (پولیه ها) اغلب با آبرفت پوشیده می شوند و در معرض سیل دوره ای قرار می گیرند و ممکن است که چاهک هایی به نام پونور[12] در آنها وجود داشته باشد که رودخانه ها در آن ناپدید می شوند. در حال حاضر بحث زیادی در مورد منشا چالاب آهکی (پولیه ها)وجود دارد. آنها احتمالا چندزادی[13]هستند و انحلال و تکتونیک نقش مهمی در ایجاد آنها بازی می کند.
Further reading
Gams, I. (1978) The polje: the problem of definition, Zeitschrift fur Geomorphologie 22, 170–181.
A. S. GOUDIE (مترجم: ریحانه برومند)
POOL AND RIFFLE- چالاب[14] و پیچ عمق رود[15]
چالاب ها و پیچ عمق ها یکی از رایج ترین و قابل شناسائی ترین توالی های شکل بستر در کانال ها هستند. چالاب ها در پایه ای ترین شکل شان به صورت ناحیه های عمیق با سرعت های پایین در مرحله پایین[16] رده بندی می شوند در حالیکه پیچ عمق ها شیب علّی سطح آب بالاتر و سرعت های سریع تری را از خود نشان می دهند. چالاب ها و پیچ عمق ها هم در کانال های آبرفتی و هم سنگ بستر وجود دارند اما درزیرلایه های بستر شنی[17] و کانال های پیچانی به بهترین شکل ایجاد می شوند. چالاب ها و پیچ عمق ها در کانال های با شیب متوسط بوسیله گذار به مورفولوژی های چالاب پر شیب در شیب های بالاتر رخ می دهند. این پستی و بلندی های موجود در توپوگرافی بستر، چهارچوب اصلی زیستگاه های آبی در کانال ها را ایجاد می کنند و به دلیل اهمیت شان برای بی مهرگان بزرگ و گونه های ماهی بیشترین فایده را دارند. سیما ها نیز پسای شکل[18] زیادی ایجاد می کنند و مقاومتی را نسبت به جریان ایجاد می کند که به رودخانه کمک می کند تا به تعادل برسند. چون مشخصات جریان پایه در چالاب ها و پیچ عمق ها با تغییر مرحله تغییر می کند ( ریچاردز 1976) محدودیت هایی در تعریف چالاب و پیچ عمق وجود دارد. روش عبور از صفر[19] که در آن چالاب ها و پیچ عمق ها به صورت باقیمانده بالای پروفایل بستر میانگین محاسبه می شوند و روش تحلیل طیفی از جمله روش های معتبر شناسائی شکل های بستر هستند که معیار اندازه حداقلی تعیین شده را برای ما فراهم می کنند ( کارلینگ و اور 2000) . معیار عمق باقیمانده یا روش نقطه کنترل نیز برای تعریف یک چالاب بر اساس این ایده که آب پیچ عمق ها در صورت توقف جریان در چالاب ها ریخته می شود، به کار گرفته می شود( لیسله و هیلتن 1992) . چالاب باقیمانده به صورت ناحیه ای که سیل گرفته شده است به سادگی در میدان قابل تشخیص است اما همچنان لازم است که برای اجتناب از تقسیم بندی فرعی کانال به تعداد بی شماری از واحدهای مورفولوژی کوچک از معیار عمق و عرض استفاده کرد. به دلیل اینکه عمق باقیمانده چالاب نیز تحت تاثیر انباشت رسوب که می تواند اکثر بخش های چالاب را در جریان کم پر کند قرار می گیرد ، ممکن است پیچیدگی هایی ایجاد شود. به هر حال بر اساس این ایده که حجم باقیمانده یک چالاب قبل از نهشته جریان کم بوسیله ارتفاع زیرلایه درشتی که در زیر ذرات ریز قرار گرفته اند، نمایش داده می شود، می توان این ترکیب رسوب ریز را به منظور ارزیابی منبع رسوب در یک کانال خاص محاسبه کرد ( لیسله و هیلتون 1992) . این ارزیابی از رسوب چالاب به شکل خاص برای ارزیابی تاثیر استفاده از زمین بر کانال ها مفید است. همچنین وجود یک تمایز مهم بین انواع متفاوت چالاب ها شایان ذکر است، به این صورت که چالاب های تشکیل شده توسط ایجاد یک مانع بر روی جریان به نام چالاب های اجباری نامیده می شوند و سایر چالاب ها هم به نام چالاب های شکل گرفته آزاد نامیده می شوند ( مونت گومری و همکاران 1995) . عمق چالاب ها و ارتفاع پیچ عمق ها هم به وضوح توسط برخی روندها حفظ می شود اما منشا این روند هنوز مورد بحث است. ایده ای که در حال فرض توجه قابل ملاحظه ای را به سوی خود جلب کرده است فرضیه معکوس سرعت است. کلر (1971) برای نشان دادن سرعت در چالاب از سنجش های سرعت نزدیک بستر استفاده کرد، در ابتدا سرعت در چالاب ها کمتر از پیچ عمق ها است اما سرعت در چالاب ها با نرخ سریع تری افزایش پیدا می کند و ممکن است در نزدیکی مرحله مقطعِ‌پر سرعت آنها از پیچ عمق بیشتر شود. ارتفاع های سطح آب نیز متغیر هستند بنابرین شیب های سطح آب در مرحله بالا برابر هستند و شاید این شیب ها در پیچ عمق های بالای سطح مقطعِ‌پر تندتر از چالاب ها باشند. این ایده رابطه نزدیکی با ایده انتقال بارِ بستر دو مرحله ای دارد که نهشته جریان کم در چالاب ها و نهشته جریان بالا در پیچ عمق ها در ان وجود دارند ( جکسون و بشتا 1982) . اگرچه فرضیه معکوس سرعت اغلب در متون علمی نقل قول می شود اما بارها بر اساس اصل پیوستگی جرم مورد انتقاد قرار گرفته است. به هر حال ممکن است جریان های ایدی(eddies) گردشی در برخی کانال ها شکل بگیرد و این ایدی ها، سرعت ها در چالاب ها را افزایش دهند و پیوستگی را حفظ کنند ( تامسون و همکاران 1999) . ضمنا سازه ها یک مانداب[20] را ایجاد می کنند و وقتی شیب های سطح آب در چالاب ها افزایش پیدا می کند ، باعث افزایش شیب های سطح آب در پیچ عمق ها در مرحله مقطعِ‌پر می شود. مدارکی برای وجود سرعت بیشتر ایدی گردشی وجود دارد اما مسیریابی جریان رسوب در اطراف چالاب ها می تواند در مکان های دیگر غالب باشد ( بوروکتر و همکاران 2001) . ترکیب خصوصیات رسوب شناسی و مشخصات تلاطم نیز به منظور توضیح تشکیل چالاب و حفظ آن استفاده می شود. بر طبق این ایده وجود یک مانع در جریان موقتا برخی نوسان های تلاطم را خلق می کند و وجود این اختلال ها در جریان باعث شکل گیری مورفولوژی چالاب- پیچ عمق می شود و تفاوت موجود در شدت تلاطم و مشخصات رسوب بین چالاب ها و پیچ عمق ها به حفظ اختلاف در حرکت رسوب در راستای توالی کمک می کند ( کلیفورد 1993) . چون چالاب ها گرایش دارند که در خمیدگی ها شکل بگیرند، اکثر کارهای باقیمانده که در مورد تشکیل چالاب و نگهداری ان انجام شده اند، بر روی کانال های پیچان تمرکز می کنند و پیوندهایی بین پیچانی و تشکیل چالاب ایجاد می کنند. یانگ (1971) د ر یک رویکرد تئوریک همراه با معادل سازی شیب های سطح آب در چالاب ها و پیچ عمق ها در مراحل بالااز این پیوند و این ایده که کانال ها برای به حداقل رسیدن قدرت جریان واحد در راستای یک کانال تنظیم می شوند استفاده کرد. او به این نتیجه رسید که روند شکل گیری چالاب ها و پیچ عمق ها ترکیبی از پراکنش[21] و مرتب شدن رسوبات است. همچنین تحقیقات انجام شده رابطه هایی بین توسعه جریان مارپیچی و تشکیل چالاب و پیچ عمق را نشان می دهند اما این روندها به حدی به وضوح به هم مرتبط می شوند که تعیین یک رابطه علّی بین آنها دشوار است. چالاب ها و پیچ عمق ها اثر مهمی بر روی ترتیب رسوب گذاری در راستای کانال می گذارند، این اثر خصوصا در انتهای پایین دست چالاب ها که برای ذراتی که به پایین دست حرکت می کنند یک سربالائی ایجاد می شود مشهود است ( تامسون و همکاران 1999) . اندازه رسوب، تراکم بسته بندی و برآمدگی نسبی می تواند در بین چالاب ها و پیچ عمق ها متفاوت باشد. به هر حال ترکیب نهشته رسوب جریان پایین و جریان بالا ممکن است در یک ناحیه کوچک تغییر زیادی را در اندازه رسوب های بستر ایجاد کند، یه این دلیل شناخت تفاوت های متمایز بین چالاب ها و پیچ عمق ها دشوار است ( ریچاردز 1976) . اگرچه رسوب های بستر کانال در چالاب ها اغلب کوچکتر از پیچ عمق ها هستند ( کلیفورد 1993) اما هم در کانال های با منبع محدود رسوب یک گرایش عکس گزارش شده است ( تامسون و همکاران 1999 ) . عدم توافق در مرتب سازی عمومی احتمالا به دلیل انتقال دو مرحله ای بارِ بستر ایجاد می شود. در خلال جریان های کم، رسوب های ریز می توانند زیرلایه درشت را در راستای کانال ها با بارهای رسوب بالا در چالاب ها پوشش دهند در حالیکه کانال های با منبع محدود معمولا الگوهای مرتب سازی رسوب تثبیت شده در جریان بالا را حفظ می کنند. یک مشخصه بنیادی دیگر چالاب ها و پیچ عمق ها به فاصله های متفاوت بین چالاب ها یا پیچ عمق های بر میگردد یک مقیاس به نام فاصله گذاری چالاب واخیز میزان این فاصله را نشان می دهد. اغلب مقدارهای بین عرض های میانگین مقطعِ‌پر بین پنج و هفت متر برای فاصله چالاب و پیچ عمق گزارش می شوند ( کلر و ملورن 1978) و این فاصله به تاثیر مقیاس دسترسی که با طول موج های پیچان در کانال های سینوسی مرتبط است، نسبت داده می شود ( کارلینگ و اور 2000) . مثلا تغییر توپوگرافی بستر از مدل های اتورگرسیون رتبه دوم پیروی می کند و در نتیجه ترکیب اثرات دوره ای و تصادفی ایجاد می شود که می تواند با طول موج پیچان مرتبط باشد ( ریچاردز 1976) . تغییر فاصله به این دلیل رخ می دهد که شیب بستر کانال کنترلش را بر روی فاصله میانگین در بین چالاب ها اعمال می کند ( وهل و همکاران 1993) فاصله میانگین نیز به دلیل اثر موانع جریان و تغییر نحوه تعریف چالاب ها تغییر می کند ( مونت گومری و همکاران 1995) . در کانال هایی که در آن چالاب های اجباری غلبه دارند، اثر مقیاس دهی محلی مرتبط با جریان های ایدی گردشی در پشت سازه های کانال با فاصله تصادفی می تواند باعث ایجاد انواعی از مورفولوی شود که مقدارهای فاصله آن با مقدارهای منتشر شده برای طیفی از شرایط کانال تطابق دارند ( تامسون 2001) . بنابرین روشن نیست که آیا طول بازه[22] یا مقیاس دهی محلی باعث ایجاد این فاصله شبه هماهنگ در کانال های طبیعی گزارش شده است، می شود یا خیر.
شیب کانال، مقاومت بستر کانال و ناحیه زهکشی بر روی ابعاد چالاب و پیچ عمق اثر می گذارند. هم طول و هم عمق چالاب با افزایش شیب بستر کانال کاهش پیدا می کنند ( وهل و همکاران 1993) و در آب های عمیق تر پیچ عمق کوچک تر می شود ( کارلینگ و اور 2000) . با توجه به این حقیقت که قدرت جریان با شیب افزایش پیدا می کند، رابطه معکوس بین اندازه چالاب و شیب تغییرات مقاومت بستر کانال را منعکس می کند و بسترهای با مقاومت بیشتر با شیب های بالاتر مرتبط هستند. در کانال های ، چالاب ها با افزایش اندازه مواجه می شوند که احتمالا به دلیل افزایش همزمان توان جریان همراه با افزایش تخلیه در این سیستم های بزرگتر است. دامنه نسبی پستی و بلندی های بستر هم با افزایش منبع رسوب کاهش پیدا می کند چون وقتی چالاب ها شروع به پر شدن می کنند ، مشخصات متمایز شان را از دست می دهند ( لیسله و هیلتون 1992) . همانطور که تحقیقات گذشته نشان داده اند، چالاب و پیچ عمق ها همچنان توجه اصلی را در حیطه تحقیقات مورفولوژی آبرفتی به خود اختصاص می دهند و دلیل آن هم اثر مهم آنها بر روی مشخصات فیزیکی و زیستی کانال های طبیعی است.
References
Brooker, D. J. , Sear, D. A. and Payne, A. J. (2001) Modelling three-dimensional flow structures and patterns of boundary shear stress in a natural pool-riffle sequence, Earth Surface Processes and Landforms 26, 553–576.
Carling, P. A. and Orr, H. G. (2000) Morphology of riffle- pool sequences in the River Severn, England, Earth Surface Processes and Landforms 25, 369–384.
Clifford, N. J. (1993) Differential bed sedimentology and the maintenance of a riffle-pool sequence, Catena 20, 447–468.
Jackson, W. L. and Beschta, R. L. (1982) A Model of Two-Phase Bedload Transport in an Oregon Coast Range Stream, Earth Surface Processes and
Landforms 7, 517–527.
Keller, E. A. (1971) Areal sorting of bed-load material: the hypothesis of velocity reversal, Geological Society of America Bulletin 82, 753–756.
Keller, E. A. and Melhorn, W. N. (1978) Rhythmic spacing and origin of pools and riffles, Geological Society of America Bulletin 89, 723–730.
Lisle, T. E. and Hilton, S. (1992) The volume of fine sediment in pools: an index of sediment supply in gravelbed streams, Water Resources Bulletin 28, 371–383.
Montgomery, D. R. , Buffington, J. M. , Smith, R. D. , Schmidt, K. M. and Pess, G. (1995) Pool spacing in forest channels, Water Resources Research 31,
1,097–1,105.
Richards, K. S. (1976) The morphology of riffle-pool sequences, Earth Surface Processes and Landforms 1, 71–88.
Thompson, D. M. , Wohl, E. E. and Jarrett, R. D. (1999) Pool sediment sorting processes and the velocityreversal hypothesis, Geomorphology 27, 142–156.
Thompson, D. M. (2001) Random controls on semirhythmic spacing of pools and riffles in constrictiondominated rivers, Earth Surface Processes and
Landforms 26, 1,195–1,212.
Wohl, E. E. , Vincent, K. R. and Merritts, D. J. (1993) Pool and riffle characteristics in relation to channel gradient, Geomorphology 6, 99–110.
Yang, C. T. (1971) Formation of Riffles and Pools, Water Resource Research 7, 1,567–1,574.
Further reading
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
Wohl, E. E. (2000) Mountain Rivers, Washington, DC: American Geophysical :union:.
SEE ALSO: bedform; meandering; point bar; rapids;
step-pool system
DOUGLAS M. THOMPSON (مترجم: ریحانه برومند)
PORE-WATER PRESSURE- فشار آب‌منفذی
رگولیت و سنگ های به شدت ترک خورده در سطح زمین ( در اینجا اصطلاحا خاک نامیده می شود) حاوی حفره هایی( منفذها) هستند که به شکل متنوعی با آب (آب‌منفذی ) خیس می شوند یا پر می شوند. نیرو های عمل کننده بر آب‌منفذی باعث می شوند که شیب های پتانسیل سیال ایجاد شود، برای حرکت دادن مقدار یک واحد از سیال از یک سطح پایه به یک موقعیت معین و جریان آب‌منفذی در واکنش به این شیب ها انجام کار مکانیکی لازم است. ابتدای (شروع ) هیدرولیک کل پتانسیل هر واحد وزن سیال به منظور تشریح شرایط جاذبه ای، فشارو پتانسیل انرژی جنبشی مفید است. ابتدای (شروع) هیدرولیک کل (h) برای یک سیال تراکم ناپذیر ( سیال دارای تراکم ثابت برای آب ) از طریق معادله زیر به دست می آید ( هوبرت 1940) :
که ξ پتانسیل جاذبه ای یا ارتفاع است ، پتانسیل فشار است که در آن p فشار پیمانه آب نسبت به فشار جوی است و g شتاب جاذبه ای در جهت مختصات است و انرژی جنبشی یا سرعت ، پتانسیل است که در آن u سرعت آب است . معمولا سرعت جریان در خاک کم است بنابرین در محاسبات ابتدای (شروع) هیدرولیک در خاک ها معمولا سر سرعت نادیده گرفته می شود. در خیلی از خاک ها فشار آب‌منفذی یکی از دو جزء غالب پتانسیل سیال را تشکیل می دهد.
فشار آب‌منفذی هم رفتار[23] است اما با تغییر موقعیتش نسبت به جدول آب (عمق افق که فشار آب‌منفذی درآن برابر با جوّ است و سطح پایه فشار صفر را تعیین می کند ) نسبت به وزن خاک حمل شده توسط تماس های بین دانه ای، تغییر می کند. در ناحیه زیر جدول آب ، فشار آب‌منفذی بیشتر از فشار جوی و مثبت است و در بالای جدول آب هم فشار آب‌منفذی کمتر از فشار جو است و این فشار به دلیل نیروهای مویینه تنشی که بر روی آب‌منفذی اعمال می شود منفی است ( مثلا رامسون و رادولف 1962 ) . اگر تماس های بین دانه ای همه وزن خاک را حمل کنند و آب فضای منفذ را به صورت ایستا پر کند آنگاه فشار آب‌منفذی هیدرو استاتیک در عمق z نسبت به سطح خاک حالت نرمال پیدا می کند ( شکل 127) و به این صورت معین می شود
که b عمق جدول آب و θ شیب سطح خاک است. تحت حالت های هیدرونامیک فشار یا در شرایطی که یک خاک فروبپاشد یا اینکه تحت بار متسع شود آب‌منفذی می تواند بیشتر یا کمتر از هیدرواستاتیک باشد. اگر یک خاک فروبپاشد، فشرده می شود. در ناحیه زیر جدول آب این حالت باعث افزایش موقت در فشار آب‌منفذی می شود، طول و دامنه این اتفاق عمدتا به وسیله نرخ فروپاشی و ننفوذپذیری خاک تعیین می شود. بعدا می توان فشار پیمانه (p) در عمق z را به صورت نوشت که یک فشار غیر متعادل بیش از مقدار هیدرواستاتیک است. اگر فروپاشی، تماس های بین دانه ای را کاملا گسیخته کرده باشد آنگاه سیال منفذ می تواند وزن کل دانه های خاک را تحمل کند و خاک آبگونه[24] خواهد شد. در این صورت می توان فشار پیمانه را به این شکل نوشت
که تراکم توده مرطوب خاک بالای جدول آب است، تراکم دانه است و φ هم تخلخل خاک است. وقتی که یک خاک آبگونه می شود، فشار آب مازاد برابر با جمع وزن واحد خاک بالای جدول آب و وزن واحد شناور خاک زیر جدول آب می شود :
شکل 127 : پروفایل شماتیک و تعریف پارامترهای هندسی در یک شیب نامتناهی که یک جدول آب را در عمق خود دارد، مشاهده می کنید. در بالای جدول آب فشار آب‌منفذی کمتر از فشار جو است و در زیر آن بیشتر از فشار جو است. در خاک اشباع نشده مثلا در بالای جدول آب ( یا گهگاه) وقتی که خاک اشباع شده تحت بار متسع ( یا منبسط) می شود ، آب کاملا فضای منفذ را پر نمی کند و فشار آب منفذ هم به شکل محلی کمتر از جو است. در آن صورت نیروهای موئینگی و التکرو استاتیک باعث می شوند که آب از ذرات جامد تبعیت کند. وقتی که محتوای آب خاک کاهش پیدا می کند، نیروهای تنشی افزایش پیدا می کند و فشار آب‌منفذی منفی با ذرات خاک مرتبط می شود و قدرت خاک را افزایش می دهد. دامنه فشار آب‌منفذی منفی هم به بافت و خصوصیات فیزیکی خاک و هم محتوای آب بستگی دارد. خاک های ریز یک توزیع اندازه منفذ وسیع تر دارند و مساحت سطحی ذره آنها هم بزرگ تر از خاک های درشت است. در نتیجه خاک های ریز یک دامنه بزرگ تر از پتانسیل فشار منفی را از خود نشان می دهد چون که آب بیشتری را از خاک های زبر نگه می دارند و آب با سطح های ذره خیلی محکم تر ترکیب می شود. از فشارسنج ها[25] برای سنجش فشار آب‌منفذی مثبت استفاده می شود، معمولا از تنش سنج ها برای سنجش فشار آب‌منفذی منفی استفاده می شود ( مثلا رییو 1986 ) .
References
Hubbert, M. K. (1940) The theory of ground-water motion, Journal of Geology 48, 785–944.
Reeve, R. C. (1986) Water potential: piezometry, in A. Klute (ed. ) Methods of Soil Analysis Part 1 – Physical and Mineralogical Methods, 545–561, Madison: American Society of Agronomy, Inc.
Remson, I. and Randolph, J. R. (1962) Review of some elements of soil-moisture theory, US Geological Survey Professional Paper 411-D, D1-D38.
SEE ALSO: debris flow; effective stress; landslide; liquefaction; mass movement; piezometric; undrained loading
JON J. MAJOR (مترجم: ریحانه برومند)
POSTGLACIAL TRANSGRESSION- آب گستری پسا یخچالی
پیشروی پسا یخچالی (see TRANSGRESSION) نام های زیادی دارد که به ناحیه و دوره زمانی مورد مطالعه بستگی دارد. ابتدا در اواخر قرن نوزدهم نام مرحله فلاندری برای نشان دادن " ماسه های کامپینین " فلاندرهای کامپین آنورس مطرح شد. دوبویس (1924) همه رسوبات دریائی و قاره ای که جابجائی خط ساحلی از حداقل سطح دریا را مشخص می کرد و متناظر با آخرین حداکثر یخچالی تا موقعیت کنونی بود را در مرحله فلاندری مشخص کرد.
از طرف دیگر رسوباتی که در جزایر بریتانیایی به نام فلاندری نامیده می شوند کم و بیش متناظر با دوره هولوسن مثلا 10 ka آخر هستند ( شوتون 1973) . یک شاخه ایرلندی برای فلاندری هم لیتلتونیان است که پایه آن در نزدیکی پایه تورب[26] قرار گرفته است و تاریخ آن در یک هسته به حدود bp10130 و در یک هسته دیگر به حداکثر گرده جونیپروس می رسد. بلانک (1936) لایه نگاری رسوبات با عمق c. 90 m که همه دوره های پیش‌یخچال و پس‌یخچالی را پوشش می دهد را در ناحیه مدیترانه ای در دشت ورسیلیا انجام داد و او این لایه نگاری را معادل به پیشروی پس‌یخچالی می داند. اصطلاح ورسیلیان هم بعدا برای سایر رسوبات مدیترانه ای توسط چند نویسنده به کار برده شد ، این اصطلاح پس از معنای کرونو استراتیاگرافیک پیشنهاد شده اولیه توسط دوبیوس (1924) به کار برده شده است. در ژاپن پیشروی پس‌یخچالی چندین نام محلی دارد. پیشروی یوراکوچو به دلیل نام بستر دریائی هولوسن در ناحیه توکیو نامگذاری شده است و پیشروی نوما هم به دلیل بستر مرجانی تراس نوما در شبه جزیره بوسو نام گذاری شده است ( ناروسه و اوتا 1984) همینطور پیشروی اومدا متناظر با رسوبات یافته شده در ناحیه کینکی است. در ناحیه ژاپنی فرایش[27] یافته ژاپنی که بخش های بالاتری از نهشته های دریائی نام به نام پیشروی جومون نامیده می شود ، این پیشروی به نام عصر مرحله قدیمی تر فرهنگ نئولیتیک ژاپنی نام گذاری شده است ( بین c. 9,400 و 2,800 BP ) ( تاکائی و همکاران 1963 ) . در ناحیه غرب آفریقا یعنی دوره نوکچوتیان که توسط الوارد (1966) توصیف شده است با رسوبات پوسته ای از چند دسی متر تا بیش از 2 متر ضخامت مواجه می شویم که در راستای اکثر سواحل سنگال و موریتانی در ارتفاعات نزدیک یا کمی بالاتر از سطح دریای کنونی یافته می شوند ( بین -2m و 2+ یا 3+ ) . این رسوبات ساحلی بالا آمده از 5,500 تا 1,700 BP را شامل می شوند و از یک خط ساحلی پیروی می کنند که چند خلیج را تشکیل داده است. در ناحیه ندرهامچا سبخا که خط ساحلی در حال حاضر مستطیلی است، خلیج نوکچوتیان حدود 90 کیلومتر به سمت قاره گسترش پیدا می کند. سایر داستان های پیشروی مشابه هم هر کدام یک نام متفاوت دارند و می توان آنها را به ناحیه های ساحلی دیگر جهان اضافه کرد. استفاده از نام های زیاد با هدف شناسائی پدیده مشابه در ناحیه های متنوع در تلاش برای ایجاد همبستگی صورت می گرفت و ممکن است در گذشته وقتی که ابزارهای تعیین تاریخ دقیق نادر بود و اصلا در دسترس نبود این روش مفید بوده باشد اما به نظر نمی رسد که امروز این کار قابل توجیه باشد. رادیوکرونوگرافی های انجام شده هم نشان داده است که اوج یخچالی حداکثر اخیر در حدود 18000 سال رادیوکربن رخ داده است و بعد از کالیبره شدن هم به c. 21 ka می رسیم ( برد و همکاران 1990) . یک استفاده عمومی تر هم استفاده از شرایط " پیشروی پس‌یخچالی" ( برای 21 ka اخیر) یا " پیشروی هولوسن " ( برای 10 ka آخر) است که قطعا برای شفاف کردن و متحد کردن اصطلاح شناسی بین الملی مفید است. به هر حال در صورتی که منبع رسوب تخلیه شود و فرسایش رخ دهد یک پیشروی دریائی می تواند نه تنها با افزایش سطح دریا بلکه حتی با افت سطح دریا نیز اتفاق بیافتد برعکس عقب نشینی دریا اغلب منجر به افت سطح دریا می شود اما ممکن است به دلیل افزایش سطح دریا در مورد منبع رسوب بالا و پیشروی ساحلی هم رخ دهد. توالی های پیشروی – عقب نشینی رسوبات دریا با رسوبات آب شیرین یا خشکی یک حالت بین انگشتی به خود می گیرد که معمولا با تغییر اساسی سطح دریا متناظر است. به هر حال وقتی که لایه های انگشتی شده از نظر فضا و زمان به هم پیوسته نباشند، تفسیر کردن آنها به خصوص در مورد رسوبات اواخر هولوسن که در نزدیکی دهانه های رودخانه یا در نزدیکی مرزهایی که جابجائی های تکنوتیکی در آن احتمالا رخ داده اند، باید با دقت انجام شود.
در زمان های پس‌یخچالی به خصوص در اواسط تا اواخر هولوسن تفسیر توالی های پیشروی- عقب نشینی متعلق به چند محل ساحلی که نام های متنوعی دارد گزارش شده اند. این اتفاق مثلا در سواحل جنوبی " دریای شمال" که در ان بخش بالائی پیشروی هولوسن رخ می دهد که سه پیشروی دونکرکیان در ان در بالای رسوبات کالائیس تشخیص داده شده است، گزارش شده است ( تاورنیه و مورمن 1954) . برای هر پیشروی از طریق ارتفاع کنونی رسوب ها ، موقعیت سابق سطح دریا استخراج می شود. همبستگی های بین توالی های لایه نگاری فلمیش دانکرکیان و سایر رسوبات محلی بعدا بوسیله محققین متنوعی در فرانسه، هلند و آلمان امتحان شده است و این محققین به بازسازی تاریخچه های سطح دریا پرداخته اند. با این وجود پنجاه سال بعد مقدار دقیق این نوسان های دانکرکیان سطح دریا و همینطور وجود آنها همچنان باید اثبات شود. تا جایی که به سطح دریا مربوط می شود به نظر می رسد که آخرین یخچال زدائی در دو مرحله ائوستاتیک[28] ( ائوستازی را ببینید) رخ داده باشد که اولین دوره یک دوره گرم شدن است که در بولینگ[29] به اوج رسیده است ( حدود ka BP 13-2 ) و یک دوره گرم شدن هم بعد از آن در حدود ka BP11. 6 رخ داده است که این دو دوره با یک خنک شدن موقتی از هم جدا می شوند (Younger Dryas ) . تاریخچه های ذوب صفحات یخ گوناگون غیر همزمان بوده و آخرین یخچال زدائی در هر مکان در هنگامی به پایان می رسد که صفحه یخ قبلی کاملا ذوب شده باشد. به نظر می رسد که این اتفاق در حدود ka BP 10 در اسکاتلند و در صفحه یخ کوردیلران رخ داده است و در نزدیکی ka BP 9 در بخش قطبی روسیه و حدود ka BP 7. 5 در اسکاندیناوی و حدود ka BP 6 برای صفحه یخی لاورنتید رخ داده باشد. در آنتارکتیکا و گرینلند تنها بخش بیرونی گنبد یخی[30] ذوب شده است. ذوب شدن صفحات یخ باعث حرکت های عمودی گلاسیو ایزوستاتیک ( ایزوستازی را ببینید) قابل توجهی در پوسته زمین شده است: در ناحیه هایی که بار از روی آن برداشته شده است حرکت به بالا رخ داده است و در ناحیه های جانبی وسیع حول صفحات یخ قبلی فرونشست رخ داده است. بار آب ذوب شده در کف اقیانوس باعث می شود که بخش اخیر فروشسنت کند ( هیدرو ایزوستازی). ا انتظار می رود که این اثر به دلیل جریان مواد عمیق از زیر اقیانوس به زیر قاره ها رخ داده باشد. بخشی از حرکت های ایزوستاتیک بالا، مثلا بارگذاری و بار بَرداری همزمان ارتجاعی[31] هستند. بخش پیوسته در نرخ های کاهشی تدریجی به مدت چند هزار سال بعد از بارگذاری و بار بَرداری متوقف شده و دلیل آن لزجت مواد زمین است. بخشی از این جابجائی های عمودی ایزوستاتیک هنوز در حال رخ دادن هستند.
وقتی که فرونشست در ناحیه های جانبی صفحات یخ قبلی زیر دریا رخ می دهد، حجم ظرف اقیانوسی[32]به صورت محلی افزایش پیدا می کند. این عدم تعادل هیدرو استاتیک ایجاد شده با یک درروانگی[33] آب از ناحیه های دیگر همراه است که باعث کاهش میزان افزایش سطح دریا یا حتی ایجاد یک افت جزئی سطح دریا در ناحیه های اقیانوسی می شود که خیلی از اثر صفحات یخ قبلی دور هستند. معمولا این حالت بین 7 تا ka BP 6 تا انتهای ذوب یخ ها ادامه پیدا می کند که در آن نقطه ظهور اندک منشا ایزوستاتیک یا تکتونیکی شروع به رخ دادن در ناحیه های بسیاری می کند. ترکیب روندهای بالا انواع سطح دریا و تاریخچه های پسروی پس‌یخچالی در راستای خطوط ساحلی جهان را ایجاد می کند. بر طبق نظر مورنر (1996) ر تغییرات نسبی سطح دریا در خلال ka 5 آخر تحت تاثیر بازتوزیع جرم های آب به دلیل تغییر سیستم های گردش اقیانوسی نیز قرار گرفته اند. در ناحیه های صفحه یخ قبلی که علامت های خطوط ساحلی گذشته بر روی یخ با جریان یخ و ذوب شدن آن محو شده است، تنها می توان تاریخچه های محلی سطح دریا را بعد از یخچال زدائی بازسازی کرد. آنها معمولا عقب نشینی / افت سطح دریای مداوم را اگرچه با یک نرخ کاهشی تا زمان حال نشان می دهند. در ناحیه های جانبی صفحات یخ قبلی نیز اوج سطح دریا پس از یخچال حداکثر هنوز به دست نیامده است و پیشروی کم و بیش در حال ادامه است. در نهایت در ناحیه های دور از صفحات یخ و ناحیه های با بیشترین کشش به بالا ، اکنون سطح دریای حداکثر در ارتفاع های متغیری ظاهر می شود و معمولا در اواسط هولوسن به دست امده است.
References
Bard, E. , Hamelin, B. , Fairbanks, R. G. and Zindler, A. (1990) Calibration of the 14C timescale over the past 30, 000 years using mass spectrometric U-Th ages from Barbados corals, Nature 345, 405–410.
Blanc, A. C. (1936) La stratigraphie de la plaine cotiere de la basse Versilia (Italie) et la transgression flandrienne en Mediterranee , Revue de Geographie
Physique et Geologie Dynamique 9, 129–160.
Dubois, G. (1924) Recherches sur les terrains quaternaires du Nord de la France, Memoires de la Societe geologique du Nord, 8, 16,360.
Elouard, P. (1966) Elements pour une definition des principaux niveaux du Quaternaire Senegalo– Mauritanien, I. Plage a Arca senilis, Bulletin de
l’Association Senegalaise pour l’Etude du Quaternaire. Ouest-Africain 9, 6–20.
Morner, N. A. (1996) Sea level variability, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 102, 223–232.
Naruse, Y. and Ota, Y. (1984) Sea level changes in the Quaternary in Japan, in S. Horie (ed. ) Lake Biwa, 461–473, Dordrecht: Junk Publishers.
Shotton, F. W. (1973) General principles governing the subdivision of the Quaternary System, in G. F. Mitchell, L. F. Penny, F. W. Shotton and R. G. West (eds) A Correlation of Quaternary Deposits in the British Isles, –7, London: Geological Society, Special Report No. 4.
Takai, F. , Matsumoto, T. and Toriyama, R. (1963) Geology of Japan, Tokyo: University of Tokyo Press.
Tavernier, R. and Moorman, F. (1954) Les changements du niveau de la mer dans la plaine maritime flamande perdant l’Holocene, Geologie en Mijnbouw 16,
201–206.
Further reading
Pirazzoli, P. A. (1991) World Atlas of Holocene Sea- Level Changes, Amsterdam, Elsevier.
——(1996) Sea-Level Changes: The Last 20 000 Years, Chichester: Wiley.
P. A. PIRAZZOLI (مترجم: ریحانه برومند)
POT-HOLE - دیگ‌غول (دیگ جن)
دیگ‌غول ها سیماهای (نیمرخ های) فرسایشی عمودی، حلقوی و استوانه ای در صخره های متحد دارای چند نوع سنگ شناسی (لیتولوژی)متنوع هستند. آنها در محیط های ابرفتی ، یخ‌نهشتی[34] و ساحلی رایج هستند. اندازه های آنها ( قطر و عمل ) دامنه ای از چند دسی متر تا چند متر دارد اما دیگ‌غول های بزرگ چندین متر عمق و عرض دارند و در ناحیه های یخچالی سابق رخ می دهند. دیگ‌غول ها بوسیله سایش، خلاء زائی[35] ، حل شدگی یا خوردگی ایجاد می شوند. یک ابزار ( سنگریزه، ماسه) برای سایش لازم است در حالیکه خلاء زائی یک روند مکانیکی از فرسوده شدن است که توسط یک جریان آشفته ایجاد می شود. حل شدگی هم در سنگ های کربناته فعال است در حالیکه خوردگی یک روند پیچیده تر است که در اکثر انواع سنگ ها به خصوص در اقلیم های گرم تر وجود دارد. دیگ‌غول های زیادی هستند که یک مبدا پیچیده دارند. حفره های کم عمق ایجاد شده توسط خلاء زایی یا حل شدگی بعدا اغلب از طریق سایش فرسوده می شوند. دیگ‌غول های ساحلی کمتر از دیگ‌غول های آبرفتی یا یخ رفتی شایع هستند. چند دیگ‌غول ساخته انسان در سکوهای ساحلی هم در بریتانی گزارش شده اند. باید از استفاده از اصطلاح دیگ‌غول برای دیگچاله[36] و تنوره یخرود[37] اجتناب کرد.
Further reading
Tschang, H. (1974) An annotated bibliography of pothole forms, Chun Chi Journal 12, 15–53.
JEAN CLAUDE DIONNE (مترجم: ریحانه برومند)
PRESSURE MELTING POINT- نقطه ذوب فشار
نقطه ذوب دمایی است که در ان یک جامد به یک مایع تبدیل می شود. اعمال فشار بر روی یک ماده جامد باعث می شود که نقطه ذوب پایین بیاید و نقطه ذوب تحت یک فشار معین به نام نقطه ذوب فشار نامیده می شود. در مورد یخ نرخ کاهش نقطه ذوب با فشار برابر است با -0. 072◦CM Pa-1 که اثر آن مثلا کاهش نقطه ذوب تا 1. 28 ◦C- تحت 2000 متر ضخامت یخ است. نقطه ذوب فشار در مورفولوژی یخچالی مهم است چون بر روی تعامل یخ یخچال با زیرلایه اثر دارد. یخ در سطح زمین در دماهای خیلی نزدیک به نقطه ذوب و گاهی اوقات دقیقا در نقطه ذوب قرار دارد. اعمال فشار یخ سطحی بر زمین در نتیجه فشار هیدرو استاتیک بار یخ یا تعامل یخ در حال حرکت با پستی و بلندی های زیرلایه رخ می دهد و می تواند منجر به کاهش نقطه ذوب شود به حدی که اجازه ذوب را بدهد. روند ذوب فشار در سمت با فشار، بیش از حد بالا دست بر روی پستی و بلندی های بستر و یخ زدن مجدد آب در سمت تحت فشار کم پایین دست نقش عمده ای را در یک حرکت یخچالی بازی می کند و در ماندگی[38] و انتقال واریزه[39] های فرسایش یافته زیریخچالی نقش دارد. این روند یخچال سازی مجدد[40] اجازه می دهد که مواد تولید شده توسط سایش و استخراج زیریخچالی در لایه های منجمد شده مجدد محبوس شود و روندی است که از طریق آن یک یخ پر از واریزه می تواند به لایه پایه ای صفحه یخ یا یخچال اضافه شود.
WENDY LAWSON (مترجم: ریحانه برومند)
PRESSURE RELEASE - آزاد شدن فشار
رخنمون های سنگی زیادی هستند که مجموعه ای از سیماهای افقی یا خمیده ( ساختارهای ورقه ای یا پوسته پوسته ) را نشان می دهند که تقریبا با سطح توپوگرافیکی موازی هستند. آنها به نام های متفاوتی شناخته می شوند که برخی از آنها معادل هم هستند، مثلا فشار آزاد ، رها شدن بار یا بار بَرداری . روشن است که همه سیماهای سنگ نوعی از بار بَرداری فرسایشی هستند چون از طریق آزاد شدن فشار عمودی یا جانبی است که انفصال های بسته می توانند باز شوند. اما نکته مهم در ایده آزاد شدن فشار این است که در سنگ هایی که سرد هستند و در اعماق پوسته زمین جامد شده اند ( مثلا سنگ های آذرین) این کار در فشارهای لیتوستاتیک بالا ( مثلا بارگذاری بوسیله جایگشت مواد ( خواه سنگ ها، رسوب ها یا حتی آب یا یخ ) انجام می شود. بنابرین افراد زیادی هستند که فرض می کنند که وقتی رخنمون های سنگ در سطح زمین دیده می شوند به دلیل آزاد شدن فشار است و این باعث توسعه تنش و سیماهای بعدی می شود که موازی با سطح زمین هستند. به این دلیل است که شکل سطح زمین در شرایط وسیع تر می تواند شکل هندسی سیماهای ازاد شدن فشار را تعیین کند. بر طبق این حالت شکستگی های تولید شده سیماهای ثانویه خواهند بود ( بعد از توپوگرافی توسعه پیدا می کنند) . اما این فرض همیشه صحیح نیست چون که معمولا این نکته پذیرفته شده است که آلودگی های زیادی در عمق های کم وجود دارد وساختار مرتبط بوسیله تنش های تحمیل شده بر ماگماها در خلال تزریق یا استقرار رخ می دهد و بنابرین شکلی از الودگی اصلی را در خود دارد. به هر حال ساختارهای موسوم به آزاد شدن فشار ( ملحق شدن ورقه ای ) در سنگ هایی مثل رسوبی و آتشفشانی که هرگز استقرار نیافته اند و حتی در گرانیت ها که گرایش مغناطیسی آنها با استقرار در یک حالت ناسازگار واضح با ساختارهای آزاد شدن فشار است، نیز دیده می شوند. تئوری آزاد شدن فشار را می توان در زمینه هایدیگری زیر سوال برد. به نظر می رسد که بار بَرداری از نظر مکانیکی قادر به تولید شکستگی ها نیست چون اگر تنش گسترده ای در خلال فرسایش ایجاد شود این تنش در راستای خطوط ضعیف که از قبل موجود هستند، اعمال می شود و نیازی به تولید خطوط ضعیف جدید به نام شگستگی های ورقه ای ندارد. یک دلیل دیگر این است که در حقیقت چند سیمای مورفولوژیک و ساختاری در سنگ های گرانیتی ساخته شده است که با شرایط انبساطی یا تنشی موجود در بار بَرداری تطابق ندارد. این حالت به مورد گنبدهای ساختاری، گوه ها و فشار بیش از حد مرتبط با ورقه سازی مرتبط است و توضیح آن بر حسب یک نظام انبساطی غیر ممکن است. بعلاوه مدرک جابجائی و میلونیتی شدن در طول شکست های ورقه نشان می دهد که آنها در واقع گسل های تنشی واقعی هستند. بنابرین می توان ساختارهای آزاد شدن فشار را به صورت سیماهای اولیه سنگ بهتر تفسیر کرد و بر همین اساس مفاصل ( مفصل سازی را ببینید) ابتدا در سنگ بستر و شکل سطح زمین ایجاد می شود و واکنشی به ساختار درونی قبلی است.
Further reading
Gilbert, G. K. (1904) Domes and dome structure of the High Sierra, Geological Society of America Bulletin 5(15), 29–36.
Twidale, C. R. , Vidal-Romani, J. R. , Campbell, E. M. and Centeno, J. D. (1996) Sheet fractures: response to erosional offloading or to tectonic stress? Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 106, 1–24.
Vidal-Romani, J. R. and Twidale, C. R. (1998) Formas y paisajes graniticos, Servicio de Publicaciones de la Universidad de Coruna, Serie Monografias 55.
JUAN RAMON VIDAL-ROMANI (مترجم: ریحانه برومند)
PRIOR STREAM - رودخانه مقدم [41]
رودخانه های مقدم در واقع پالئوکانال های اواخر کواترنری در دشت ریورین نیمه خشک در جنوب شرقی استرالیا هستند. این رودخانه های باستانی ابتدا در متون عملی توسط باتلر (1958) که کار تولید نقشه های خاک در یک ناحیه برای کشاورزی آبیاری وسیع در دوره پس از جنگ جهانی دوم را به عهده داشت، توصیف شدند. دشت ریورین 77000 کیلومتر مربع وسعت دارد و شامل دشت های سیلابی در کنار هم می شود که از رودهای جریان یابنده به غرب جنوب سیستم مورای-دارلینگ حاصل شده اند. با وجود توپوگرافی بی نهایت رام و ارتفاع سطحی پایین ( اکثریت وسیع بخش های آن کمتر از 100 متر بالای دریا هستند ) این دشت یک الگوی پیچیده از رسوبات، خاک ها و توپوگرافی خُرد را از خود نشان می دهد. از نظر تلاش های باتلر برای معقول کردن مشاهدات میدانی در ابتدا طبیعت بدون سیمای ظاهری چشم انداز کاملا مایوس کننده بود. به هر حال با کمک عکس های هوائی روشن شد که رسوبات خطی ماسه ای با زهکشی خوب که کمی بالای دشت مجاور قرار گرفته بودند نشان دهنده مکان های پالئوکانال های خاکریز مانند شده[42] باستانی هستند که باتلر آن را رودخانه مقدم نامید. تغییر خاک در دشت از طریق مجاورت با رودخانه مقدم کنترل می شد. خاک های کلسیمی با زهکشی خوب در خاکریزهای رودخانه مقدم بعدا به رس های سنگین در دشت سیلابی دور درجه بندی شدند. در زیر کانال های رودخانه مقدم هم بسترهای ضخیمی از ماسه سنگریزه ای وجود داشت. همانطور که باتلر منظر خاک ناحیه ای را با جزئیات بیشتری نقشه برداری می کرد، این نکته را کشف کرد که رودخانه های مقدم یک الگوی توزیعی پیچیده ( صفحه 92) را تشکیل می دهند که به سوی غرب حرکت می کند و به انتها می رسید. چون کانال ها اغلب با همدیگر تقاطع داشتند روشن بود که بیش از یک دوره از فعالیت رودخانه مقدم وجود دارد. باتلر یک مدل چرخه ای برای تفسیر مراحل متفاوت رودخانه مقدم را به کار گرفت. تصور بر این بود که برش کانال در خلال شرایط مرطوب تر وقتی که عدم وجود رسوب اجازه توسعه پروفایل های خاک به خوبی سازمان یافته را می داده است، رخ داده است. سطح های پایداری که خاک ها در ان توسعه پیدا می کنند به نام سطح ابتدائی زمین[43] نامیده شدند. خاکریز مانند شدن کانال وقتی که مقدار فراوانی از رسوب بارِ بستر از ناحیه های آبخیز بالادست منجر به خاکریزی شدن و رسوب گسترده می شد، در خلال شرایط خشک تر رخ داده بود.
عکس 92: موزاییک عکس هوائی کانال های رودخانه مقدم توزیعی در دشت ریورین استرالیا
مراحل فعالیت رودخانه مقدم (Phases of prior stream activity)
قدیمی ترین سطح ابتدائی زمین که توسط باتلر توصیف شد کاتاندار بود. تصور بر این بود که کاتاندار یک دوره طولانی از تشکیل خاک تحت شرایط مرطوب تر نسبت به آنچه که در حال حاضر وجود دارد را نشان می دهد. حرکت به شرایط خشک تر منجر به مرحله جدیدی از رسوبات آبرفتی ( کویامونگ) می شد که به تدریج باعث دفن سطح کاتاندار شده بود. وقتی که خشکی تشدید می شد تجزیه پوشش گیاهی در ناحیه به سمت غرب به بادکند رسی گسترده از طریق بادهای غربی و رسوب یک پتوی گسترده از رس های گندله[44] ای منجر شده بود ( ویجلی پارنا ) که رسوب های کویامونگ قبلی را زیر خود گرفته بود. وقتی که اوج خشکی عبور کرده بود، رسوب پارنا[45] محو شده و رسوب جدید توسط رودخانه های مقدم مایرونگ رخ داده بود. این مرحله نهایی رسوب رودخانه مقدم با یک مرحله مرطوب طولانی دنبال می شود وقتی که برش رودخانه رخ داده است و خاک های با توسعه خوب در کل سطح دشت تشکیل شده است، به وقوع پیوسته است. . خاک های سطح ابتدائی زمین مایرونگ در مواد آبرفتی و آئولیان متعلق به عصر کویامونگ ، ویجلی و مایرونگ تشکیل شده اند. یک خلاصه عمومی از واحدهای لایه نگاری باتلر هم در شکل 128 دیده می شود. کانال های مدرن دشت ریورین در دوره پس از مایرونگ توسعه یافته اند. آنها تراس های دشت سیلابی محدودی که تا سه متر در زیر سطح مایرونگ برش خورده اند و بر اساس سینوسی بودن زیاد، نسبت به عرض عمق کم و غلبه رسوب معلق شناخته می شوند را اشغال می کنند. بر طبق نظر باتلر این رسوبات جوان کونامبیجال سازمان دهی خاک خیلی ضعیفی را از خود نشان می دهند.
پس از باتلر (Post Butler)
همه محققین با تفسیر باتلر از رسوبات رودخانه مقدم موافق نیستند. لانگفورد اسمیث ژئومورفولوژیست (1960) می گوید که طول موج های مئاندر بزرگ کانال های رودخانه مقدم نیاز به تخلیه های بزرگتر مرتبط با دوران بارانی یخچالی دارند و نه شرایط خشک . به هر حال عدم وجود تاریخ های مطلق در رودخانه های مقدم ( به نظر میرسد که همگی آنها فراتر از حد رادیوکربن 30000 سال باشند) باعث می شد که نتوان هیچ همبستگی دقیقی با دوره های یخچالی و بین یخچالی اواخر کوارترنری ایجاد کرد. ایده های اولیه باتلر در اواخر قرن بیستم به شکل گسترده مورد بازنگری قرار گرفت. در دهه 1960 پلس (1971) به این نتیجه رسید که جوان ترین واحد لایه نگاری بالتر یعنی کونامبیجال پیچیده تر از آن است که قبلا فرض می شده است. مرحله کونامبیجال اولیه بوسیله رودخانه های اجداد متمایزی که تاریخ آنها از رودخانه های مقدم بیشتر بود و جانشین بلافصل زهکشی مدرن بودند تعیین میشد. رودخانه های اجدادی، عمیق ، سینوسی و بدون خاکریز بودند و بار معلق در آنها مسلط بود. آنها خیلی بزرگتر از رودخانه های کنونی بودند و دوره هایشان را در خلال دشت ریورین حفظ می کردند. مدل پلس از رودخانه های اجدادی (پیشین ، باستانی) در دشت ریورین و رودخانه های مقدم در دهه 1970 به پذیرش وسیعی را دست آورد.
شکل 128. سطح مقطع عمومی دشت ریورین که رسوبات و خاک های رودخانه مقدم ( سطح های ابتدائی زمین ) باتلر (1958) را نشان می دهد. به هر حال باولر (1978) رده بندی کانال های باستانی به دو نوع متوالی انحصاری را زیر سوال برد. او گفت که هم رودخانه های مقدم و هم اجداد گاهی اوقات در بازه های متفاوت پالوئکانال های مشابه رخ می دهند. بعلاوه باولر متوجه شد که برخی کانال های نیا (پیشین) مقدارهای قابل توجهی از بارِ بستر را حمل می کردند که بوسیله تپه های شنی قطع می شد و بوسیله خاک های با توسعه خوب شبیه به سطح ابتدائی زمین مایرونگ باتلر پوشیده شده بود. باولر به این نتیجه رسید که تفکیک پالئوکانال های پلس به دو رده متفاوت ژنتیکی غیر قابل توجیه است. با وجود تردیدهای ایجاد شده توسط باولر پیشرفت های بیشتر در مورد طبیت و گاه شناسی رسوبات آبرفتی منتظر توسعه تاریخ گذاری ترمولومینسانس باقی ماندند ( پیج و همکاران 1996) . خلاصه اینکه این روش نشان داد که چهار مرحله از فعالیت پالئوکانال در بین تقریبا 10000 تا 12000 سال قبل رخ داده است. فعالیت کانال بوسیله تغییر بین مهاجرت سینوسی و عرضی ، بار آمیخته و مستقیم تر و خاکریز سازی عمودی ، حالت های کانال بارِ بستر تغییر می کرد. اگرچه حالت های کانال مهاجرت عرضی و خاکریز سازی عمودی به ترتیب به رودخانه مقدم و رودخانه اجدادی(باستانی) نزدیک بودند اما توالی فعالیت کانال پیچیده تر از چیزی بود که توسط پلس فرض شده بود.
References
Bowler, J. M. (1978) Quaternary climate and tectonics in the evolution of the Riverine Plain, southeastern Australia, in J. L. Davies and M. A. J. Williams (eds) Landform Evolution in Australia, 70–112, Canberra: Australian National University Press.
Butler, B. E. (1958) Depositional Systems of the Riverine Plain of south-eastern Australia in Relation to Soils. Soil Publication No. 10, Australia: CSIRO.
Langford-Smith, T. (1960) The dead river systems of the Murrumbidgee, Geographical Review 50, 368–389.
Page, K. J. , Nanson, G. C. and Price, D. M. (1996) Chronology of Murrumbidgee River palaeochannels on the Riverine Plain, southeastern Australia, Journal
of Quaternary Science 11, 311–326.
Pels, S. (1971) River systems and climatic changes in southeastern Australia, in D. J. Mulvaney and J. Golson (eds) Aboriginal Man and Environment in Australia, 38–46, Canberra: Australian National University Press.
KEN PAGE (مترجم: ریحانه برومند)
PROGLACIAL LANDFORM - شکل (چهره) زمین[46] پیش‌یخچالی[47]
معنای لفظی پیش‌یخچالی یعنی قبل از یخچال است و ناحیه ای است که محصولات یخچالی شدن را دریافت می کند. محیط پیش‌یخچالی به خصوص در جایی یخچال های گرمتر آب ذوب شده بیشتری تولید می کنند پیچیده است. این بخش می تواند شامل محیط های خشکی، رودخانه ها، دریاچه ها و اقیانوس ها باشد. رسوب ها شامل یخرفت[48] ها ، مخروط افکنه های برونشست[49] بزرگ ، دلتاها، مخروط افکنه های دریائی و بسته های ضخیمی از رسوبات باشد که در قلمرو دریا رسوب گذاری کرده اند. به غیر از جایی که رودخانه ها جابجا شده اند و موارد رسوب گذاری شده قبلی را فرسایش می دهند، محیط پیش یخچالی یک محیط رسوبی محسوب می شود. ناحیه پیش‌یخچالی با لبه یخ حرکت می کند و وقتی که یخ پیشرفت می کند رسوب ناحیه پیش‌یخچالی هم به سمت جلو حرکت می کند. وقتی که یخ عقب می رود، مجموعه پیش‌یخچالی در مسیر حاشیه عقب نشینی به سمت عقب پیروی می کند و به این دلیل مجموعه های زمین چهره نهشته های رسوب گذاری شده زیریخچالی سابق ( زیریخچالی، ژئومورفولوژی را ببینید) به شکل جزئی فرسایش پیدا می کنند و مجددا رسوب گذاری شده و دفن می شوند. استفاده از اصطلاح " پیش‌یخچالی" در متون تحقیقاتی به شکل سازگار و یکنواخت نیست. روشن است که یک گذار بین رودخانه حاشیه ای یخ و پیش‌یخچالی یا روندهای دریاچه ای/دریائی وجود دارد. برخی محققین نیز وجود یک گذار روشن بین روندهای رودخانه ای و روندهای پیش‌یخچالی را پیشنهاد کرده اند. روند های پیش‌یخچالی به صورت روندهای غیر یخچالی که به یخچال سازی وابسته هستند تعریف می شوند ( رایدر 1971) . در این تعریف روندهای پاراگلسیال[50] دقیقا روندهای پیش رودخانه ای پیش‌یخچالی را در بر می گیرند. بنابرین اصطلاح " حاشیه یخی" ، " پیش‌یخچالی" و " پاراگلسیال" با معناهای مترادفی به کار رفته اند و یک مجموعه تعریف مورد توافق جهانی ندارند. جدول 37 محیط های پیش‌یخچالی را بر طبق فاصله شان از حاشیه یخ رده بندی می کند و زمین چهره های مرتبط با آنها را هم معین می کند. اکثر این زمین چهره ها بوسیله مدخل های مجزا ( ارجاع ها در ستون چهارم جدول را ببینید) پوشش داده می شوند به این دلیل در بخش های بعدی مجموعه های زمین چهره پیش‌یخچالی در مقیاس بزرگ تر سیستم های صفحه یخ ، سیستم های دره کوه و سیستم های زمین زیر ابی دیده می شوند. یک بررسی مفصل از این سه سیستم زمین را می توان در بن و اوانز (1998) یافت.
سیستم های صفحه یخی (Ice sheet systems)
روندها و الگوهای رسوب پیش‌یخچالی در جلوی صفحات یخ و سرپوش های یخی به شدت تحت تاثیر نظام دمایی یخچال قرار می گیرد. حاشیه های یخچال معتدل برای حداقل بخشی از سال خیس هستند. ذوب‌رود[51] ها عامل های اصلی انتقال و رسوب گذاری رسوبات هستند. شکل های حاشیه ای یخ بوسیله تغییر روندهای جاذبه ای و یخچالی-رودخانه ای [52] معین می شوند که بوسیله تغییر یخچالی-تکتونیکی به شکل محلی اصلاح می شوند. بعلاوه رودخانه های پیش‌یخچالی وسیع می توانند بر روی رسوبات با منشا یخچالی مجددا کار کنند. در برخی موارد در واقع همه مدارک لوب یخ معتدل به شکل رسوبات یخچالی-رودخانه ای است. معمولا در حاشیه های یخچال معتدل با واریزه های متوسط که رسوب را پوشش می دهند یخرفتهای انباشته شده کوچک یا یخرفتهای فشارشی[53] و رانشی[54] دیده می شوند که از رسوب بیرون افتاده بر روی زمین جلوی یخچال استخراج شده اند. یخرفت های پسرفتی در طول مجموعه های یخچال زدائی به شکل رایج تشکیل می شوند. ناحیه های بین یخرفتهای پسرفتی اغلب از خود زمین چهره های زیر یخچالی به خوبی حفاظت شده ای را نشان می دهند. در حاشیه های یخچال معتدلی که توسط مقدارهای قابل توجهی از رسوب یخچالی رودخانه ای با ساییدگی غیر یکنواخت یخ با پوشش رسوب پوشیده شده اند و می توانند به توسعه توپوگرافی شبه کارست با پستی و بندی نسبی تا چند ده متر منجر شوند. رسوب انباشته شده در مخروط افکنه های برونشست زیریخچالی و دریاچه ها هم مجموعه های پیچیده ای از زمین چهره ها از جمله سیستم های اسکر[55] ، پشته ها[56] و فلات و برونشست حفره دار را تولید می کند. می توان رابطه های مکانی متمایز زمین چهره های یخچالی رودخانه ای در خلال دوره از بین رفتن یخ را به این صورت شناسائی کرد : برونشست پیش‌یخچالی به سمت بالای دره در توپوگرافی دیگچال و پشته یخی[57] عبور میکند. توپوگرافی پشته یخی و دیگچال به صورت محلی دوباره در مجموعه تراس های رودخانه ای بر حسب جریان های پس‌یخچالی و پیش‌یخچالی قرار می گیرند.
جدول 37: رده بندی زمین چهره های پیش‌یخچالی بر طبق محیط های تشکیل زمین متفاوت
| محیط |
روند |
زمین چهره |
همچنین ببینید |
| حاشیه ای یخی خشکی |
فرسایش ذوب آب
حرکت توده ای / رسوب ذوب آب |
کانال های ذوب‌آب حاشیه ای یخ
رمپ ها و مخروط افکنه های حاشیه ای یخ
یخرفته های انباشتی و رانشی، یخرفتهای پسرفتی |
ذوب‌آب و اوسترومتالر کانال ذوب‌آب
یخرفت ، تکتونیک یخچالی[58]
پشته یخی، دیگچال و حفره دیگچال |
| |
تکتونیک یخچالی |
پشته ترکیبی و یخرفت های بلوک فشاری |
دیگچال و حفره دیگچال |
| |
رسوب ذوب‌آب |
جفت های حفره تپه ای و تپه های گنبدی[59] |
توپوگرافی ایستائی یخ |
| حاشیه ای یخ زیرابی[60] |
حرکت توده / رسوب ذوب‌آب |
کناره های یخرفت
یخرفتهای دی گیر[61] |
یخچالی-دریاچه ای
یخچالی-دریائی[62]، یخرفت |
| |
رسوب ذوب‌آب |
یادبزن های یخ‌تاق[63]، دلتاهای تماس با یخ ( پشته یخ )، گوه یخ‌تاق |
|
| گذار از حاشیه ای یخ به رودخانه ای |
فرسایش ذوب‌آب |
توپوگرافی اسکابلند[64]
سرریز ها |
ذوب‌آب و کانال ذوب‌آب
طغیان سیل، یخچالی-رودخانه ای |
| |
رسوب ذوب‌آب |
دشت برونشست(ساندور)، مخروط افکنه برونشست ، عوارض دره ای ،برونشست حفره دارد ، حفره /برکه دیگچال |
دیگچال و حفره دیگچال |
| گذار از حاشیه یخی به یخچالی-دریاچه ای و دریائی |
رسوب ذوب‌آب/حرکت توده |
دلتاها |
یخچالی-دلتائی[65]
یخچالی-دریاچه ای، یخچالی دریائی |
| |
رسوب گذاری از رسوب مواد معلق و فعالیت آیسبرگ[66] |
سیکلوپل[67] ، سیکوپسام[68]، سالچینه[69] ، گل دراپ استون ، پشته های فشاری آیسبرگ دیامیکتون[70]، اسکور مارک های آیسبرگ |
|
حاشیه های زیرقطبی[71] بوسیله شرایط سرد نزدیک به خرطومی[72] و ناحیه خیس بالای یخچالی شناخته می شوند. به شکل معمول حاشیه های زیر قطبی تحت تاثیر تکتونیک یخچالی قرار می گیرند. ذوب‌آب در سطح یخچل در دسترس است اما در بستر در دسترس نیست. این حالت می تواند بر روی زمین چهره های حاشیه ای یخ اثر بگذارد اما به طور کلی مجددا این ها به شکل محلی در رسوبات برونشست تغییر می کنند. در جایی که انباشت های ضخیم رسوبات غیر یکپارچه وجود داشته باشد، یخرفتهای پایانه ای به شکل پشته های ترکیبی بوسیله تکتونیک پیش‌یخچالی ساخته می شود. در جایی که فشار پیش‌یخچالی وجود نداشته باشد، موقعیت های حاشیه یخ بوسیله آپرون های جبه ای که از واریزه های افتاده ساخته شده است ثبت می شود. یخرفت های انتهای بالای دره یا آپرون های جبه ای به سمت یخرفتهای مرکز یخ متعلق به پشته های متقاطع یا تپه ای یا پشته های یخی منتقل می شوند. در موردهای یخچال های کاملا سرد و جایی که سنگ بستر به سطح نزدیک است، مقدار واریزه های در دسترس به حداقل می رسد. حاشیه های یخچال قبلی در این ناحیه ها اغلب بوسیله کانال های ذوب‌آب عرضی که در سنگ بستر بریده شده اند مشخص می شوند. حاشیه های یخچال قطبی-قاره ای کاملا سرد ، اثر خیلی کمی را بر روی منظر باقی می گذارد. سیماهایی که به به نظر می رسد شامل یخرفتهای تپه ای و پایانه ای هستند، اغلب یک روکش از یخ های دفن شده جایگشت واریزه ای را تشکیل می دهند. معمولا حاشیه های یخچال های ایجاد کننده موج یک محتوای واریزه خیلی بالا دارد. یخچال های موجی نیز گرایش دارند که تغییر شکل تکتونیک یخچالی پیش‌یخچالی و زیریخچالی گسترده ای را از خود نشان دهند. اغلب فشارهای تکتونیکی گسترده ای در نزدیکی حاشیه وجود دارد به ویژه اگر زیرلایه بوسیله فشارهای آب منفذ بالا ضعیف شده باشد. بعلاوه تخلیه های بزرگ ذوب‌آب و رسوب مرتبط با موج های یخچالی مسئول تغییرات عمده ای در نرخ های رسوب در دریاچه های پیش‌یخچالی و دشت فرایخچالی[73] هستند. شارپ (1988) اثرات ئومورفولوژیکی یک چرخه موج یخچالی را تشریح کرد. در خلال مرحله پیشرفته ( موج )، یخ‌نهشت های شیاری و یخرفت های فشاری تشکیل می شوند. در پایان موج، پشته های یخ کافت[74] پر در بستر شکل می گیرند و بعد یخرفت های پشته ای و برونشست در خلال پسرفت یخچال رسوب می کنند. تحت شرایطی که دریاچه های با سد یخچالی رخ دهند تخلیه های استثنائی در دامنه بالایی تولید می شود و محیط پیش‌یخچالی از طریق زمین چهره های فرسایشی گسترده و رسوبات برونشست شناخته می شود. نامش ناحیه اسکابلندهای کانال دار ایالت واشنگتن مثلا را از شکلهای فرسایشی شدید که بوسیله زهکشی دریاچه یخچالی میسولا ایجاد شده است، گرفته است.
سیستم های دره کوهستانی (Mountain valley systems)
اکثریت واریزه های انتقال یافته توسط یخچال های دره ای از اتلاف جرم دیواره های دره استخراج می شوند. یخچال های دره ای درمجموعه های با ارتفاع بالا معمولا پوشش های گسترده ای از واریزه های زیریخچالی دارند. پس از محو شدن یخ ، محیط های کوهی با ارتفاع بالا در معرض نابرجائی فرایخچالی رسوبات حاشیه ای یخ و زمین چهره ها قرار می گیرند. حاشیه های یخچال های دره ای در ناحیه های کوهستانی معمولا بوسیله یخرفتهای رانشی و عرضی جانبی مخزنی محدود می شود. نهشته ذوب آب، رمپ ها و مخروط افکنه های حاشیه ای یخ را تولید می کند. در ناحیه های کوهستانی کم ارتفاع ( مثل مناطق کوهستانی اسکاتلند یا کوه های نروژ) یخرفتهای انتهای نئوگلاسیال معمولا ارتفاعی برابر 5-2 متر دارند. در مجموعه های با ارتفاع بالا که غنی از واریزه هستند ، یخرفتهای عرضی جانبی می توانند خیلی بالاتر باشند بنابرین پیشرفت های یخچالی تکراری می تواند در مکان مشابهی به پایان برسد و در مجموع در ساخت یخرفت نقش داشته باشد و باعث لندفرم هایی شود که بیش از 100 متر ارتفاع دارند. پسروی یخچالی در محیط های کوهستانی معمولا بوسیله یخرفت های پسرفتی ثبت می شود. به هر حال یخچال های با پوشش واریزه گرایش دارند که در حدهای تحمیل شده توسط یخرفت های عرضی جانبی شان باقی بمانند مگر این که پیشرفت یا پسروی بوسیله تغییر اقلیمی جدی ایجاد شود. پرونده لندفرم(شکل زمین) در پسروی یخچالی که دارای پوشش واریزه ای است اغلب شامل مجموعه های پیچیده یخرفتهای اصلی می شود که به وسیله رشته های گسترده ای از یخرفتهای رسوب کرده در خلال دوره های ایستائی و از بین رفتن حاشیه یخ رسوب گذاری می شوند. دریاچه های یخچالی سیماهای مشترکی در محیط های کوهستانی هستند. آنها در کوه های با ارتفاع کم عمدتا با سدهای یخی که در نتیجه بلوکه شدن دره های کناری یا اصلی بوسله زبانه های یخچال گسترده به وجود آمد اند، ایجاد می شوند. مثال های خوب این دریاچه ها نیز مجموعه های شکلهای زمینی (لندفرم ها) و رسوب تشکیل شده در دریاچه های پلئیستوسن در ارتفاعات اسکاتلند و سطح های آب دریاچه گلن‌روی یافته هستند، این دریاچه ها بوسیله خط های ساحلی خیلی دائمی که در محل به " جاده های موازی " مشهور هستند شناخته می شود. دریاچه های پیش‌یخچالی سد دار در محیط های کوهستانی با ارتفاع بالا بوسیله یخرفتها یا ریزش های سنگی، زمین لغزه ها و مخروط افکنه های جریان واریزه که مهم تر از دریاچه های با سد یخی هستند شناسائی می شوند. برخی از دریاچه های پیش‌یخچالی مدرن هم بوسیله یخرفتهای عرضی-جلوئی در آند و هیمالیا شناخته می شوند که باعث ایجاد خطر بالای طغیان سیلاب در محل های مسکونی پایین دره می شوند. رسوبات یخچالی-رودخانه ای معمولا در دره های یخچالی با ارتفاع کم تا متوسط خوب حفظ می شوند. تمرکز جریان ذوب‌آب بوسیله کناره های دره باعث فرسایش آبکند[75] ها یا رسوب رشته های دره که شبیه به نوار هستند در راستای محورهای دره می شود. پلکان های تراس ها در راستای پهنه های دره های یخچالی زیادی رخ می دهند و بالاترین عضو ها هم علامت هایی از رسوب پشته یخچالی حاشیه یخ را از خود نشان می دهند. در دره های محیط های کوهستانی مرتفع ممکن است سیماهای حرکت توده، انباشت های رسوب دریاچه ای و رودخانه ای و تراس های رودخانه ای خیلی گسترده تر ازلندفرم هایی (شکل های زمینی) با منشا یخچالی باشد. در جایی که یخچال ها از ناحیه های کوهستانی مرتفع به دامنه ها پیشرفت کرده اند نابرجائی پیش‌یخچالی لندفرم هاو رسوبات یخچالی اثر کمتری دارد و در این مجموعه ها پتانسیل حفظ زمین چهره های حاشیه یخ مهم بیشتر است. حاشیه های یخچال های کوهپایه ای پلئیستوسن در دامنه های شمالی آلپ اروپا بوسیله یخرفتهای پایانه ای شبه حلقوی بالا که حوضه های خاکبرداری شده را احاطه می کنند، محدود می شود. پهلوهای مجاور یخ در یخرفتها بوسیله توپوگرافی پشته یخی و دیگچاله شناخته می شود و بخش های مرکزی حوضه ها بوسیله دریاچه ها یا میدان های دروملین که به خوبی حفظ شده اند، اشغال می شود. پهلوهای بیرونی یخرفتها هم بوسیله مخروط افکنه های برونشست بزرگ که در آن چند تراس بوسیله رودخانه های پسایخچالی برش داده شده اند، احاطه می شود. برای این آرایش فضایی زمین چهره ها اصطلاح " توالی یخچال" توسط پنک و بروکنر (1909) ابداع شده است.
سیستم های زیرآبی (Subaquatic systems)
با توجه به وسعت حاشیه های یخچال پایانی آبی در شرایط امروزی و در خلال دوران گذشته محیط پیش‌یخچالی زیرآبی یک نوع مهم محسوب می شود. بیش از 90% از حاشیه های صفحه یخ جنوبگان در دریا به پایان می رسند. صفحات یخی نیمکره شمالی پلئیستوسن هم در مکان های زیادی با صدها دریاچه مرزی که کیلومترها وسعت دارند و بین موانع یخی و توپوگرافیک یا دریاهای محیطی تشکیل شده اند به شکل مرزی محدود می شوند. در اروپا بزرگ ترین دریاچه پیش‌یخچالی دریاچه یخ بالتیک است که حدود BP 10500 سال قدمت دارد که از 1200 کیلومتر در راستای حاشیه جنوبی صفحه یخ اسکاندیناوی گسترده شده است. وسیع ترین دریاچه های آمریکای شمالی 2000000 کیلومتر مربع را پوشش می دهد و نام آن دریچه آگاسیز پیش‌یخچالی است ( تلر 1995) . نوع رابطه رسوب- لندفرم در مجاورت یخ تاق[76] بستگی به سرعت یخ و نرخ یخزائی[77] ، منبع رسوب ، ورود ذوب‌آب از یخ و عمق و شوری آب دارد. منبع رسوب و تخلیه های زیریخچالی ذوب‌آب در یخچال های معتدل با یک جبهه آب موج در بالاترین سطح هاست. مقدار زیادی از واریزه های درشت در دیواره های یخرفت و مخروط افکنه های یخ تاق رسوب می کنند و رسوب های دانه ریز هم در تنوره [78] گل آورد به ناحیه دورتری حمل می شوند تا ناحیه دور رسوب های گل آلود ورقه ای را تشکیل بدهند. یخ تاق در یخچال های معتدل که به صورت روندهای مرتبط با ذوب آب فلات یخی[79] شکل می گیرد ، کم اهمیت تر است و مخروط افکنه های یخ تاق رواج کمتری دارند. رسوبات یخ‌تاق به به تراکم های گل دراپ‌استون وارد می شوند و بوسیله ذوب‌آب رسوب های تعبیه شده در ناحیه پایه ای فلات یخی آزاد می شوند و به گل های دراپ استون استخراج شده از آیسبرگ ها پیشروی می کنند. واریزه های شناور در آیسبرگ معمولا مهم تر از واریزه های در مجاورت فلات های یخی هستند چون که آیسبرگ ها اغلب در نزدیکی حاشیه یخ بوسیله یخ دریا به دام می افتند در حالیکه در ناحیه جلوی آیسبرگ وجود یخ دریایی باعث محدود شدن لغزش آیسبرگ نمی شود.
بر خلاف بدنه های یخ خیس همه یخچال ها و صفحات یخ که در بسترهایشان منجد می شوند ، واریزه ها و ذوب‌آب کمی را ایجاد می کنند. یخ‌تاق ها در زیر فلات های یخی با گوه های یخ‌تاق مرتبط هستند و از رسوبات جریان توده ای تشکیل می شوند. در مورد حاشیه ها یخ که به جلوی موج آب ختم می شوند احتمال آزاد شدن رسوب به محیط دریاچه ای/دریائی و لندفرم های پیش‌یخچالی خیلی کم است.
References
Benn, D. I. and Evans, D. J. A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Penck, A. and Bruckner, E. (1909) Die Alpen im Eiszeitalter, Leipzig: Tauchnitz.
Ryder, J. M. (1971) The stratigraphy and morphology of paraglacial alluvial fans in south central British Columbia, Canadian Journal of Earth Sciences 8,
279–298.
Sharp, M. (1988) Surging glaciers: geomorphic effects, Progress in Physical Geography 12, 533–559.
Teller, J. T. (1995) History and drainage of large ice dammed lakes along the Laurentide Ice Sheet, Quaternary International 28, 83–92.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN (مترجم: ریحانه برومند)
PROTALUS RAMPART - پشته دیواره ای واریزه ای [80]
پشته دیواره ای واریزه ای از یک پشته یا چند سری از پشته ها و خاکریز واریزه که در حاشیه پایین شیب یک بستر برف شبه دائمی یا دائمی تشکیل شده است و معمولا در نزدیک پایه شیب سنگ بستر پرشیب در یک محیط پیش‌یخچالی قرار گرفته است. مشاهدات محققین از مثال های فعال نشان می دهد که رسوب های سازنده پشته دیواره ای واریزه ای، دامنه ای از دیامیکتون تا انباشته های تکه های سنگ را در بر می گیرد. گرد بودن تکه های سنگ می تواند از سنگ های نیمه تیز تا خیلی تیز را ایجاد کند که بستگی به منبع رسوب دارد. از نظر شکل زمین، خاکریزها دامنه ای از منحنی تا سینوسی و پیچیده دارند. معمولا آنها ضخامتی تا 10 متر دارند ( که به صورت عمود بر شیب سنجیده می شود ). مثال ها در شیب های نسبتا تند شیب های دور طولانی و شیب های نزدیک کوتاه ( در مجاورت بستر برف) دارند. اصطلاح " پشته دیواره ای واریزه ای" بوسیله شیکسبی (1995) بر این اساس که همه مثال ها در پایه بستر برف ( همانطور که پرونیوال[81] نشان می دهد) اما همه آنها در پایه یک شیب تالوس ( همانطور که پروتالوس[82] نشان می دهد ) قرار ندارند. مبداهای پیشنهاد شده تقریبا کاملا بر اساس یک استدلال حلقوی هستند اما ممکن است روندهای فرضی بر در مورد خاکریزهای فسیل به سادگی برای شکل زمین های دیگر اشتباه گرفته شوند ( مثلا یخچال سنگی، زمین لغزه، یخرفت، پشته اثر بهمن ) . معقول این بود که خاکریزها کاملا از طریق غلتش واریزه های سنگ‌ریزش درشت، که در یک سطح بستر برف هستند با واریزه های خیلی کم یا بدون واریز ریز که به خاکریز می رسند و به سمت پایین می جهند و می لغزند تشکیل شود ( وایت 1981 ) . هر نوع رسوب ریزی در خاکریزها بوسیله هوازدگی در مبدا یا بوسیله اثرات تکه های سنگ انتقال یافته ایجاد می شود. در خلال اواسط تا اواخر دهه 1980 بود که سایر روندها ( بهمن ها و جریان های واریزه ) مواد ریز و همینطور زبر را در سطح های بستر برف تشکیل می دادند که به شکل فعال خاکریزها را تشکیل می دهند ( اونو و واتانابه 1986، بالانتین 1987) . در خلال دهه 90 دامنه روندها گسترده شدند تا اینکه شامل بسترهای برف زیرین عملیاتی شوند و هم منبع رسوب ( ذوب برف جریان واریزه و خاکسره[83] ) و اصلاح رسوب موجود از قبل ( حرکت های بزرگ بوسیله یک بستر برف در حال حرکت ) در نظر گرفته می شود ( شیکسبی و همکاران 1995، 1999). به دلیل سردرگمی موجود بین شکل های زمین رسوبی بالادست تلاش های تحقیقی زیادی برای شناسائی معیار تشخیصی که شامل مشخصات مورفولوژیک(پیکره شناسانه) و رسوب شناسانه بوده، انجام شده است. به ویژه توجه محققین بر روی تمایز بین خاکریزه ها و یخرفتهای تشکیل شده توسط یخچال های کوچک متمرکز شده است. به هر حال چون مشخصات زیادی از خاکریزها بر اساس (1) مثال های فسیل حدسی و (2) تشکیل فرضی در پایه های بستر برف استاتیک ( اگرچه مبدا خاکریز توسط یک بستر برف متحرک نشان داده شده است ( شیکسبی و همکاران 1999) باید این معیار تشخیصی با دقت زیادی به کار برد.
References
Ballantyne, C. K. (1987) Some observations on the morphology and sedimentology of two active protalus ramparts, Journal of Glaciology 33, 246–247.
Ono, Y. and Watanabe, T. (1986) A protalus rampart related to alpine debris flows in the Kuranosuke Cirque, northern Japanese Alps, Geografiska Annaler
86A, 213–223.
Shakesby, R. A. , Matthews, J. A. and McCarroll, D. (1995) Pronival (‘protalus’) ramparts in the Romsdalsalpane, southern Norway: forms, terms,
subnival processes, and alternative mechanisms of formation, Arctic and Alpine Research 27, 271–282.
Shakesby, R. A. , Matthews, J. A. , McEwen, L. and Berrisford, M. S. (1999) Snow-push processes in pronival (protalus) rampart formation: geomorphological evidence from southern Norway, Geografiska Annaler 81A, 31–45.
White, S. E. (1981) Alpine mass-movement forms (noncatastrophic): classification, description and significance, Arctic and Alpine Research 13, 127–137.
Further reading
Shakesby, R. A. (1997) Pronival (protalus) ramparts: a review of forms, processes, diagnostic criteria and palaeoenvironmental implications, Progress in
Physical Geography 21, 394–418.
SEE ALSO: nivation; periglacial geomorphology
RICHARD A. SHAKESBY (مترجم: ریحانه برومند)
PSEUDOKARST - کارست کاذب
کارست های کاذب اصطلاحی است که ابتدا توسط فون کنبل در سال 1906 (بیتس و جکسون 1980) به کار گرفته شد که به شکل وسیع برای تشریح توپوگرافی، مجموعه های شکل زمین یا سیماهای توسعه یافته در سنگ های غیر کربناتی که مورفولوژی آنها شبیه به این مشخصات عوارض زمین کارست کربناتی است، استفاده می شود. این تعریف های مبتنی بر سنگ شناسی شکل های زمین در سنگ های غیر کربناتی را از تعریف کارست اصلی کنار می گذارند. این رده بندی هنوز توسط برخی غارشناس ها ومورفولوژیست ها استفاده می شود. به هر حال اخیرا تعریف همه گیری از کارست در حال به دست آوردن یک پذیرش وسیع است ( جنینگز 1983) . تعریف جنینگز کمتر محدود کننده است و در آن گفته می شود که می توان روندهای کارستی و شکل های زمین را در هر نوعی سنگی یافت که در آان " روند حل شدن حیاتی است اگرچه الزاما غالب نیست" . شکل های زمین کارست کاذب باید به عنوان شکل هایی در نظر گرفته شوند که از نظر مورفولوژی شبیه به کارست هستند اما از طریق روندهایی شکل گرفته اند که بوسیله هوازدگی انحلالی یا فرونشست یا فروپاشی القا شده توسط محلول ایجاد نشده اند. کارست های کاذب شامل شکل های زمینی می شوند که از نظرمورفولوژی با منظر های کارست گچی یا کربناته مرتبط هستند و شامل زهکشی زیر زمینی ، غارها، دولین ها [84] ، دره های کور، گرایک[85] ها، غارسنگ[86] ها و کارن[87] های سطحی می شود. مثال های کارست کاذب که شرایط تعریف جنینگز را برآورده می کنند یعنی حل شدن در آن یک روند تشکیل دهنده حیاتی نیست شامل (1) غارها در یخچال ها یا رسوب های توپوگرافیک در ناحیه های یخبندان دائم ( ترموکارست) می شود که بوسیله تغییر در مرحله ( از جامد به آب مایع) ایجاد شده اند و نه در اثر انحلال ( اتوس 1976) (2) کارست آتشفشانی که شامل تونل هایی در لاوا می شود که در جایی تشکیل می شود که لاوای ذوب شده در درون یک بستر لاوای متحد شده جزئی قبلی تشکیل می شود ( مثلا غارهایی که همزمان به صورت سنگ میزبان تشکیل می شوند ( اندرسون 1930) و همچنین رسوبات مرتبط با فروپاشی مکانیکی این غارها و (3) غار[88] ها و سیماهای شبه کارست که توسط فرسایش مکانیکی غالب سنگ توسط حیوانات مثل سایش ایجاد شده توسط نرم تنان در ناحیه موجی رخنمون های سنگ آهک در سواحل معتدل و حاره ( سونامورا 1992) یا آب در حال حرکت، باد یا یخ رخ می دهد. همچنین برخی محققین رسوبات و لوله های کارست کاذب ( لوله و لوله کشی ) تشکیل شده در خاک ها یا سایر رسوبات غیریکپارچه شده توسط فرسایش مکانیکی مواد غیر یکپارچه (لوله کشی ) که مثلا اغلب در رسوبات لُسی یافته می شوند را به عنوان کارست کاذب رده بندی می کنند ( اتوس 1976) . اصطلاح کارست کاذب از دید تعریف اصلی و استفاده بلند مدت می تواند در متون در ارجاع به هر سیمای شبه کارست در سنگ هایی به غیر از سنگ آهگ ( یا گچ ) ( از جمله سنگ هایی مثل بازالت، گرانیت یا دیوریت ) بدون در نظر گرفتن حالت تشکیل آنها گفته می شود. مثال های این سیماهای موسوم به کارست کاذب شامل حوضه ها، نهرک ها ، غارها، زهکشی های زیرزمینی و حتی غارسنگ های کوچک می شود. این سیماها را می توان به دامنه ای از هوازدگی فیزیکی یا شیمیائی و روندهای فرسایشی که بر روی انحلال به شکل معناداری تکیه نمی کنند منتسب کرد و استفاده از اصطلاح کارست کاذب در این موارد مفید است. به هر حال اصطلاح کارست کاذب اغلب در شکل های زمین در سنگ های با حلالیت نسبتا کم مثل کوارتزیت ها یا ماسه سنگ های به شدت سیلیسی که شامل فقط سیلیس (SiO2) می شوند ( مثلا پویلائو سئورین 1985) . از این فرضیه استفاده گسترده ای می شود اما این فرضیه که سنگ های کوارتزی معمولا نسبت به هوازدگی شیمی ایمنی دارند اشتباه است ( تریکارت 1972) . این باور بر اساس این حقیقت شکل گرفته است که انحلال تعادلی بسیاری از سنگ های کربناته دامنه ای بین 250 تا 350 mg l-1 در دماهای طبیعی دارددر حالیکه تحت شرایط یکسان حل پذیری سیلیس کریستالی ( کوارتز) بیش از 15 mgl-1 نیست و حتی در سیلیس بی شکل حل پذیری کمتری از بسیاری از کربنات ها دارند. بنابرین معمولا سنگ های کوارتزی کارست های اصیل و انحلالی را تشکیل نمی دهند بلکه کارست کاذب را تشکیل می دهند ( پویالائو و سئورین 1985) به هر حال در خلال چند دهه گذشته ، سیماهایی با ابعاد قابل توجه و شباهت مورفولوژی تکان دهنده به کارت های انحلالی در سنگ های کوارتزی در آفریقا، آفریقای جنوبی و استرالیا شناسائی شده است. مثلا در شکل های زمین انحلالی آفریقا غارهایی در ماسه سنگ های کوارتزی و کوارتزیت های چاد، نیجریه، آفریقای جنوبی و ترانسوال یافته شده اند، منظرهای کوراتزیت بزرگ آمریکای جنوبی در برزیل و رورایما ونزوئلا شکل های سطحی شبه کربناته کوچک یا بزرگ ، غارسنگ های سیلیسی و سیستم های غار زیادی با طول های بیش از 2/5 کیلومتر و عمق 350 متر را نشان می دهند و ماسه سنگ های کوارتزی آرنهم لند و کیمبرلی در استرالیای شمالی و حتی ناحیه سیدنی از جنوب شرقی استرالیا غارها، کارست های برجی، کارن های سطحی کوچکتر و غارسنگ ها را نشان می ده ( ورای 1997 را برای یک بررسی مفصل ببینید). دامنه ای از تحقیقات انجام شده در این ناحیه های به شدت کوارتزی اکنون مورد بحث قرار گرفته اند یا مستقیما نشان داده اند که روند اصلی که منجر به تشکیل این سیماهای کارست کاذب انحلال مستقیم سیلیس است. در جایی که دانه های کوارتز بوسیله سیمان سیلیسی بی شکل در کنار هم قرار گرفته اند، حل شدن این ماده نسبتا محلول ( تا حدود 150 mgl-1 ) می تواند باعث شدن دانه های کوارتز مجزا از سنگ والد ( آرنیزاسیون[89]) شود ( جنینگز 1983) که می تواند بوسیله جریان آب حذف شود. به هر حال هوازدگی در سنگ هایی با سیمان بی شکل وقتی که دانه های کوارتز مجزا و کریستالی با رشد بیش از حد با وجود حلالیت کم شان حل می شوند نیز در حد خیلی کم رخ می دهد ( به شکل خاص جنینگز 1983 را برای استرالیای شمالی، ورای 1997 را برای استرالیای جنوب شرقی و چاکلکرافت و پای 1984 را برای آمریکای جنوبی ببینید) . دوئر (1999) در یک تحقیق که معبر های غار در کارست های کوارتزی با توسعه خوب در ونزوئلا را بررسی می کند گفته است که تحت شرایط خاص شکل های کارستی می توانند تا حد زیادی از طریق انحلال ایجاد شوند و آرنیزاسیون نقش حداقلی را در این شرایط بازی می کند. تعدادی از محققین هم به این نتیجه رسیده اند که در ناحیه های زیادی با سنگ های کوارتزی، انحلال یک روند کلیدی در تشکیل خصوصیات شبیه به کارست است و می گویند که کارست اصیل می تواند در سنگ های به شدت سیلیسی ایجاد شود جایی که دوره های خیلی طولانی هوازدگی نرخ های کند انحلال را جبران می کنند ( مثلا جنینگز 1983، چاکلکرافت و پای 1984، ورای 1997، دوئر 1999 ). پس از اصراری اولیه جنینگز (1983) بود که ورای (1997) در یک تحلیل جامع و با دامنه وسیع از سیماهای شبه کارست در کل جهان در کوارتزیت ها و ماسه سنگ های کوارتزی گفت که در این سیما ها ، نقش حیاتی انحلال به وضوح مشخص می کند که این شکل ها کارست واقعی هستند ( مثلا کارست کوارتزیت یا ماسه سنگ ) و نه کارست دروغین.
References
Anderson, C. A. (1930) Opal stalactites and stalagmites from a lava tube in northern California, American Journal of Science 20, 22–26.
Bates, R. L. , and Jackson, J. A. (eds) (1980) Glossary of Geology, 2nd edition, Falls Church, VA: American Geological Institute.
Chalcraft, D. and Pye, K. (1984) Humid tropical weathering of quartzite in Southeastern Venezuela, Zeitschrift fur Geomorphologie 28, 321–332.
Doerr, S. H. (1999) Karst-like landforms and hydrology in quartzites of the Venezuelan Guyana shield: pseudokarst or ‘real’ karst?, Zeitschrift fur Geomorphologie 43, 1–17.
Jennings, J. N. (1983) Sandstone pseudokarst or karst?, in R. W. Young and G. C. Nanson (eds) Aspects of Australian Sandstone Landscapes, Australian and
New Zealand Geomorphology Group Special Publication No. 1, University of Wollongong, Wollongong.
Otvos, E. G. (1976) ‘Pseudokarst’ and ‘pseudokarst terrains’: problems of terminology, Geological Society of America Bulletin 87, 1,021–1,027.
Pouyllau, M. and Seurin, M. (1985) Pseudo-karst dans des roches greso-quartzitiques da la formation Roraima, Karstologia 5, 45–52.
Sunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts, Brisbane: Wiley.
Tricart, J. (1972) The Landforms of the Humid Tropics, Forests and Savannas, London: Longman.
Wray, R. A. L. (1997) A global review of solutional weathering forms on quartz sandstones, Earth- Science Reviews 42, 137–160.
Further reading
Ford, D. and Williams, P. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Chapman and Hall.
Jennings, J. N. (1985) Karst Geomorphology, Oxford: Blackwell.
SEE ALSO: biokarst; chemical weathering
STEFAN H. DOERR AND ROBERT WRAY (مترجم: ریحانه برومند)
PULL-APART AND PIGGY-BACK BASIN - حوضه گسیخته و پشت خوکی
حوضه های رسوبی کششی و پشت خوکی معمولا با تنظیمات تکتونیک صفحه ای همگرا ( تکتونیک صفحه ای را ببینید) مرتبط هستند. حوضه های کششی مناطق کم ارتفاع توپوگرافیک هستند که بوسیله کافتش(شکافتن)[90] در راستای گسل های امتداد لغز[91] در ناحیه های تراکشش[92] ( مثلا ناحیه ها قرار گرفته در معرض تکتونیک های تبدیلی گسترشی ) توسعه پیدا می کنند. اصطلاح " کششی" ابتدا توسط بورچفیل و استیوارت در سال 1966 برای تشریح سیماهایی در ناحیه دره مرگ در آمریکا استفاده شد و بعدا توسط کرول در سال 1974 برای توصیف سیماهایی در راستای گسل سن آندریاس به کار گرفته شد. حوضه های کششی به عنوان " رومبوچاسم [93]" یا " رومبوگرابن[94] برای بزرگ ترین سیماها ( چند کیلومتر تا ده ها کیلومتر ابعاد) و آبگیر فرونشستی[95] برای کوچکترین سیماها ( مقیاسی از ده ها تا صدها متر )( سیفوت 1987) تغییر می کند. ناحیه های تراکشش که حوضه های کششی را ایجاد می کنند معمولا همراه با (1) خمش ها در سیستم گسل ( به عنوان خمیدگی های آزاد شونده ) یا (2) حاشیه های گسل هستند. این خمیدگی ها یا حاشیه ها باید در یک سیستم گسل عرضی چپ به سمت چپ یا برای سیستم گسل عرضی راست به سمت راست بروند تا اینکه تراکشش مورد نیاز برای توسعه حوضه را تولید کنند. حوضه ایجاد شده از دو طرف با گسل های امتداد لغز ( که جزء طبیعی مهمی در حرکت گسل هستند) محدود می شود و از دو طرف دیگر تقریبا عمود بر گسل های امتداد لغز اصلی نیز گسل های طبیعی وجود دارد. با گسترش پیوسته حوضه، ناحیه پهنه گسترش پیدا می کند و نازک می شود تا حدی که ممکن است آتشفشانی در ان رخ دهد و کف حوضه پوشیده شود. پرشدگی های رسوبی حوضه ها می تواند در بخش عمیق اصلی ( ناحیه با فرونشست حداکثر) در بخش مرکزی حوضه یا دو بخش عمیق که هر کدام مجاور با گسل های طبیعی احاطه کننده است توسعه پیدا کند ( دنگ و همکاران 1986) . مدل سازی انجام شده توسط این نویسنده ها نشان می دهد که تعداد و موقعیت بخش های عمیق بستگی به هندسه حوضه دارد و هندسه حوضه هم به نوبه خود به سه عامل اصلی بستگی دارد (1) تفکیک بین رشته های گسل عرضی همپوشان (2) درجه همپوشانی بین رشته های گسل عرضی اصلی و (3) عمق پی‌سنگ[96] . حوضه هایی که در طول گسل های عرضی اصلی بزرگ می شوند ( همپوشانی بیش از تفکیک کاست ) گرایش دارند که دو مرکز عمق داشته باشند در حالیکه حوضه های کوتاه تر که تفکیک در آنها بیش از همپوشانی است که گرایش دارند که یک بخش عمیق داشته باشند. در اکثر موارد عمق حوضه ها معمولا بیشتر از حوضه های کافت (شکافی)[97] توسعه یافته در مجموعه های تکتونیک صفحه ای است و رسوبات دریاچه ای یا آبرفتی در آن غلبه دارد. در مقابل، حوضه های پشت خوکی معمولا همراه با عوارض راندگی هستند که توسعه حوضه به دلیل تغییر شکل رسوبات حوضه قبلی بوسیله راندگی های جدیدتر پیچیده می شود. اصطلاح " حوضه پشت خوکی" ابتدا توسط اوری و فرند در سال 1984 برای تشریح حوضه های رسوبی کوچکی که در ورقه های راندگی در حال حرکت قرار دارند توصیف شد. این حوضه ها با اصطلاح " حوضه های بالای ورقه راندگی" ( اوری و فرند 1984) ، " حوضه های ماهواره ای " ( ریکی – لوچی 1986) و " حوضه های منفصل" ( استیدمان و اشمیت 1988) هم نامیده شده اند. این حوضه ها معمولا چند ده کیلومتر طول دارند و از نظر فیزیکی از گودال جلوئی [98] ( حوضه در جلوی همه راندگی های فعال ) مجزا هستند. مثال های کلاسیک حوضه های پشت خوکی در کل رشته کوه های آلپ اروپا یافته می شود. پسریز[99] حوضه شامل منابع رسوبی از همه حاشیه های حوضه با منشا مسلط از پشته های بالا آمده راندگی قدیمی تر پشت حوضه ها می شود. محیط های رسوبی دامنه ای از مخروط افکنه های زیردریایی زبر و دلتای مخروط افکنه ای تا رسوبات رودخانه ای دارد. سیستم های رودخانه ای معمولا شامل یک زهکشی متقاطع از پشته های رانشی در دو سمت حوضه و یک زهکشی طولی که از بخش های با ارتفاع کم توپوگرافیک وارد حوضه می شود و بالای پایان گسل عرضی توسعه پیدا می کند، می شود.
References
Burchfiel, B. C. and Stewart, J. H. (1966) Pull-apart origin of the central segment of Death Valley, California, Geological Society of America Bulletin 77, 439–442.
Crowell, J. C. (1974) Origin of late Cenozoic basins in southern California, in W. R. Dickinson (ed. ) Tectonics and Sedimentation, Society of Economic
Palaeontologists and Mineralogists Special Publication 22, 190–204.
Deng, Q. , Zhang, P. and Chen, S. (1986) Structure and deformation character of strike-slip fault zones, Pure and Applied Geophysics 124, 203–223.
Miall, A. D. (1999) Principles of Sedimentary Basin Analysis, 3rd edition, New York: Springer Verlag.
Ori, G. G. and Friend, P. F. (1984) Sedimentary basins formed and carried piggyback on active thrust sheets, Geology 12, 475–478.
Ricci-Lucchi, F. (1986) The Oligocene to recent foreland basins of the northern Apennines, in P. A. Allen and P. Homewood (eds) Foreland Basins,
International Association of Sedimentologists Special Publication 8, 105–139, London: Blackwell Science.
Seyfot, C. K. (1987) Encyclopaedia of Structural Geology and Tectonics, Encyclopaedia of Earth Sciences Series, Vol. 10, New York: Van Nostrand
Reinhold.
Steidmann, J. R. and Schmitt, J. G. (1988) Provenance and dispersal of tectogenic sediments in thin-skinned, thrusted terrains, in K. L. Kleinsehn and C. Paola (eds) New Perspectives in Basin Analysis, 353–366, Berlin and New York: Springer Verlag.
Further reading
Burbank, D. W. and Anderson, R. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden, MA: Blackwell Science.
Hatcher, R. D. Jr (1995) Structural Geology Principles and Concepts, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
SEE ALSO: fault and fault scarp; plate tectonics; rift valley and rifting; tectonic geomorphology
ANNE E. MATHER (مترجم: ریحانه برومند)
PUNCTUATED AGGRADATION - فراانباشت نقطه ای[100]
این تئوری می گوید که فرانباشت بلند مدت رسوب ( در کل زمان زمین شناسی ) از طریق رسوب گذاری دوره ای ایجاد می شود. این تئوری در تضاد با ایده سنتی یکنواخت گرائی[101] و ایجاد تدریجی و پیوسته رسوب ها به مرور زمان است. تحقیقات اولیه مثل تحقیقات بارل (1917) چالش اولیه برای پاردایمی که مدت ها مطرح بود و به فرا انباشت تدریجی مربوط می شد را ایجاد کرد. تئوری فراانباشت نقطه ای یک بار دیگر در اوائل دهه 1980 نیروی لازم را برای گسترش را کسب کرد. آگر (1980:43) با ارجاع به لایه نگاری رسوب که " بیش از رکوردها، شکاف در آن دیده می شد" دوباره این بحث را مطرح کرد و گفت که اختلاف های بزرگی بین نهشته های رسوبی مدرن ( برای یک محیط خاص ) و نهشته های محاسبه شده باستانی در نتیجه طبیعت دوره ای فراانباشت وجود دارد. تئوری فراانباشت نقطه ای با هر صفحه بستر به صورت یک وقفه در رسوب گذاری برخورد می کند در حالیکه فراانباشت پیوسته صفحه های بستر را صرفا به صورت نشان دهنده تغییر در سنگزائی یا بافت در نظر می گیرد و این تشکیلات را به عنوان واحد لایه نگاری پایه در نظر می گیرد که هر کدام حاصل یک محیط خاص هستند. اصطلاح چرخه فراانباشت نقطه ای ( یا PAC) اولین بار توسط گودوین و اندرسون (1985) در فرضیه شان برای انباشت لایه نگاری دوره ای مطرح شد. این فرضیه می گوید که پرونده لایه نگاری شامل چرخه های نازک ( با ضخامت 1. 5 متری ) سطح حوضه و کم عمق شونده در حرکت به بالا است که فقط استثناهای کوچکی دارد. این حالت به وضوح بوسیله سطح های تولید شده توسط افزایش های سطح حوضه بلافصل زمین شناسانه ( به اصطلاح رویداد های نقطه ای ) تولید می شوند. رسوب گذاری در خلال دوره های حایل ثبات سطح پایه رخ می دهد. می توان مجموعه ای از محیط های رسوب گذاری را در فرضیه PAC گنجاند ( مثلا رودخانه ای، دلتائی، قفسه ای، شیب و غیره ) چون PAC ها فرض می شود که در همه محیط های رسوبی تحت تاثیر افزایش های سطح پایه سریع وجود دارند. فرضیه PAC می گوید که روندهای آلوژنیک مثل تغییر سطح دریا و نه روندهای اتوژنیک ( مثل مهاجرت کانال ) که در فراانباشت پیوسته مسئول تغییر فرض می شدند، مسئول تغییر در پرونده لایه نگاری هستند. روندهای اتوژنیک در این فرضیه کاملا کنار گذاشته نمی شوند اما به عنوان تاثیرات لایه نگاری محلی تحمیل شده بر روی روندهای آلوژنیک در نظر گرفته می شوند. این شرایط به آنها اجازه می دهد که سازنده های لایه ای دقیقی در میدان باشند. افزایش سطح پایه در خلال رویداد نقطه ای می تواند سریع باشد ( به 1 متر در هر 100 سال برسد) در حالیکه تحلیل لایه نگاری نشان می هد که بازگشت این رویدادهای نقطه ای می تواند به تکرار 50000 ساله برسد و منعکس کننده سرعت افزایش سطح پایه باشد. اگرچه معمولا ضخامت PAC ها نازک است اما تفاوت قابل ملاحظه ای دارد ولی نرخ های فراانباشت بلند مدت مشابه باقی می مانند. گودوین و ادرسون می گویند که محتمل ترین مکانیسم های مسئول PAC ها شامل حرکت های پوسته ای دوره، حرکت دوره ای سطح زمین واری[102] و تغییرات سطح دریای جهانی هستند.
References
Ager, D. V. (1980) The Nature of the Stratigraphical Record, 2nd edition, New York: Wiley.
Barrell, J. (1917) Rhythms and the measurement of geologic time, Geological Society of America Bulletin 28, 745–904.
Goodwin, P. W. and Anderson, E. J. (1985) Punctuated aggradational cycles: a general hypothesis of episodic stratigraphic accumulation, Journal of Geology 93, 515–533.
Further reading
Dott, R. H. (1982) SEPM presidential address: episodic sedimentation – how normal is average? How rare is rare? Does it matter? Journal of Sedimentary Petrology 56, 601–613.
STEVE WARD (مترجم: ریحانه برومند)
PYROCLASTIC FLOW DEPOSIT - نهشته جریان آذرواری
نهشته های جریان آذرواری محصول مواد تکه ای انتقال یافته عرضی توسط جریان های غلیظ با بار گازی هستند ( گاهی اوقات به نام Nuees Ardentes نامیده می شوند ). جریان های آذرواری به روش های زیادی تولید می شوند و طیفی از فروپاشی منفعل جریان لاوا سرازیر شده یا حاشیه های گنبد " منفعل" تا فروپاشی جاذبه ای ستون های فوران تا رویدادهای شبه انفجار با فشار زیاد قوی را در بر می گیرد. بر خلاف جریان های لاوا کنترل شونده توسط جاذبه ( شکل زمین لاوا را ببینید) و روانه های گل [103] با بار اب ، ممکن است جریان های آذرواری دارای اندازه حرکت قابل توجهی باشند و از موانع بزرگ ( گاهی اوقات کوه های با ارتفاع کمتر از یک کیلومتر) عبور کنند. نهشته های جریان آذرواری به حدی متنوع هستند که در اینجا بر حسب پنج طیف تشریح می شوند. اولین طیف تراکم های جزء جوان ( به تازگی فوران کرده ) است که منعکس کننده اهمیت نسبی توسعه مواد فرار حل شده در کف کردن و تکه تکه شدن ماگما است. در بسیاری از نهشته های با حجم کوچک به ویژه در نهشته های مرتبط با آتشفشان های مرکب و یا فروپاشی گنبدهای لاوا که در آن ماگما بوسیله ابزارهای بیرونی مثل خرد شدن و تکته تکه شدن از طریق تعامل با آب تکه تکه می شود ، تراکم ها بالاتر (1. 0-2. 7 Mgm-3 ) است. در نهشته های بزرگ تر، تراکم های آواری به < 1Mgm-3 ( مثلا پومیس) کاهش پیدا می کنند که متناسب با افزایش نقش انبساط مواد فرار حلال شده است. همزمان محتویات خاکستر ریز (1/16 mm> ) افزایش پیدا می کند، نهشته های با آوارهای جوان متراکم دارای محتویات پایین هستند ( معمولا کمتراز 5-2> درصد) ، آنهایی که حاوی پومیس هستند محتویات بالاتری دارند ( >10-15 wt درصد ). نهشته های غنی از آوار متراکم اغلب حاوی آوار های جوان ( با ندازه دسی متر تا متر ) بزرگ فراوانی هستند و به عنوان " نهشته های جریان بلوک و خاکستر" یا " نهشته های بهمن فروپاشی گنبد" نامیده می شوند. نهشته هایی که جزء جوان در آنها پومیس است اصطلاحا " ایگنیمبریت[104] " یا " توف های جریان خاکستر" نامیده می شوند و در مجموع نماینده بیشترین حجم از نهشته های جریان آذرواری در کل جهان هستند. دومین طیف هم به اندازه مربوط می شود. فاصله های طی شده دامنه ای از چند صد متر در جریان های فروپاشی لاوا تا بیش از 150 کیلومتر برای ایگنیمبریت های بزرگ پیش از تاریخ را در بر می گیرند. مساحت ها دامنه ای از چند هزار متر مربع تا بیش از 30000 کیلومتر مربع دارند. حجم ها دامنه ای از حدود 1000 متر مکعب برای رویدادهای فروپاشی گنبد فردی تا بیش از 1000 کیلومتر مکعب برای ایگنیمبریت های بزرگ دارند. فوران های جریان آذرواری مشاهده شده فقط مثال های نسبتا کوچکی را فراهم می کنند و فاصله های طی شده 40-30 کیلومتر ، مساحت های تا 400 کیلومتر و حجم های تا تقریبا 15 کیلومتر مکعب را در بر می گیرد. نهشته های جریان آذرواری ( <1 Km3 ) از مخزن هایی در آتشفشان های مرکب یا از فروپاشی جریان های لاوا یا گنبدها تولید می شوند. نهشته های با اندازه متوسط ( تا چند ده کلومتر مکعب) می توانند از آتشفشان های مرکب یا آتشفشان های کالدرا[105] که اغلب با فروپاشی کالدرا مرتبط هستند، ایجاد شوند. نهشته های بزرگتر با فوران های غنی از گاز که از ماگماهای آتشفشان های کالدرا ( به خصوصی ریولیت) ایجاد می شوند، تولید می شوند. سومین طیف هم مورفولوژی نهشته است. جریان های آذرواری با حجم کم منفرد از سپرده های زبانه مانند اغلب همراه با پشته سازی سطحی ، خاکریزهای حاشیه ای و جبهه های جریان آویخته هستند که به موارد توسعه یافته در جریان های واریزه وابسته هستند. به هر حال اکثر نهشته ها در خلال رویدادهای جریان منفرد ( ده ها تا صد ها) شکل می گیرند بنابراین مورفولوژی رسوب خام بعدا منعکس کننده انرژی جابجائی جریان و حجم نهشته است. میزان انرژی بوسیله " نسبت تصویر " نشان داده می شود که نسبت تصویر نسبت ضخامت نهشته میانگین به قطر یک دایره با مساحت مشابه با نهشته است. نهشته های جابجا شده کند یک نسبت تصویر بالا ( تا 1:200 ) هستند یعنی ماده برای این وسعت نسبتا ضخیم است. نهشته های جابجا شده با انرژی بالا نسبت های تصویر پایینی ( (1:10000<) دارند که در آن ماده برای یک حجم معین از ماده خیلی گسترده است. حجم نهشته اذرواری همراه با نسبت تصویر آن سه مورفولوژی اصلی را تولید می کند: پوشش منظر، اصلاح منظر و تشکیل منظر ( شکل 129) . بزرگ ترین نهشته ها می توانند سطح های زمین کاملا جدیدی را در مساحت هایی بیش از 1000 کیلومتر مربع خلق کنند و سطح های شبیه به دشت سر[106] یا شبیه به مخروط افکنه را در اطراف آتشفشان منبع ایجاد کنند. چهارمین طیف هم ساختار درونی نهشته ها است. جریان های آذرواری منفرد واحدهای جریان منفرد را تولید می کنند که می توانند از تعدادی از لایه ها و وجه ها تشکیل شده باشند که منعکس کننده مکانیک های وضعیت جریان هستند. نهشته های با چند جریان در اصل باید چند واحد جریان را نشان دهند اما در این نهشته ها وضوح در مرزهای واحد جریان می تواند خیلی متغیر باشد. پشته های ضخیم از ایگنیمبریت ممکن است هیچ لایه بندی خاصی نداشته باشند یا اینکه تنها بسترسازی یا نوسانات مبهمی در اندازه دانه در آنها مشاهده شود که نشان می دهد که آنها حاصل چند جریان هستند. ساختارهای درجه بندی در واحدهای جریان منفرد هم خیلی گسترده هستند و می توانند منعکس کننده مهاجرت های آواره های درشت ( بدون در نظر گرفتن تراکم ) تحت نیروهای برشی و شناور شدن/غرق شدن آواره های درشت سبک تر/متراکم تر به ترتیب تحت نیروهای شناوری باشند.
شکل 129. نمودار شماتیک برای نشان دادن موفولوژی های نهشته های جریان آذرواری (a) در جایگیری فوری ، نشان می دهد که چطور منظر پیش از فوران می تواند بسته به ضخامت نهشته ، ارتفاع توپوگرافیک و انرژی جایگزی پوشش داده شود، اصلاح شود یا دفن شود (b) بعد از یکپارچه شدن و جوش خوردن، توجه کنید که چطور فشردگی در جایی که رسوبات ضخیم ترین هستند در بیشترین حد است بنابرین دره های جدید در راستای خط دره های دفن شده پیش از فوران شکل می گیرند (C) بعد از فوران، دره ها در راستای دوره های قدیمی شان دوباره برش می خورند . نهشته های جوش نخورده به شکل ترجیحی حذف می شوند اما ارتفاع های قله ممکن است هنوز هماهنگ باشند و منعکس کننده سطح اصلی باشند. پنجمین طیف هم سنگ شناسی(لیتولوژی) نهشته ها است. جریان های آذرواری حفاظت کننده های موثری برای حرارت هستند بنابرین تعداد زیادی از نهشته ها در دماهای بالاتر از آنچه که در آن مواد می توانند به شکل پلاستیک جریان پیدا کنند ( مثلا >550-600◦C برای پومیس ریولیتی) جایگیر می شوند . ترکیب حفظ حرارت و تنش های بار تحمیل شده توسط نهشته های قرار گرفته باعث می شود که تکه های جوان به هم بچسبند و تخت شوند ( جوش بخورند) تا سنگ همبسته ای را تشکیل دهند. در شدیدترین شکل جوش خوردگی می تواند همه فضای منفذ اولیه را حذف کند و سنگ می تواند به حدی داغ باشد که نتواند به صورت نوعی از جریان لاوا جریان پیدا کند. جوش خوردن می تواند تا جایی رخ دهد که مرحله جوانی در آن شیشه ای باشد اما در اکثر نهشته های جوش خورده شیشه بعدا از حالت شیشه ای خارج می شود. بعلاوه گازهای آزاد شده از ماده جوان می توانند باعث کریستالی شدن بیشتر و تغییر مرحله بخار نهشته در راستای مسیرهای گسسته شوند ( دودخان[107] های فسیل) یا به صورت فراگیر از طریق جرم سنگ متخلخل شوند. نهشته های جوش نخورده متصل شدن کمی را از خود نشان می دهند یا چنین چیزی را تجربه نمی کنند اما جوش خوردن ( و هر دلیل دیگری برای سخت شدگی[108] ) معمولا همراه با تشکیل اتصال هایی در توده سنگ است. جهت و فاصله مفصل ها می تواند متغیر باشد اما مفصلهای ستونی که فاصله ای از چند دسی متر تا چند متر دارند ، شاخصه درون ایگنیمبریت های ضخیم هستند. در نزدیکی پایه، بالا یا اطراف نهشته ها یا در مکان هایی که جریان های محلی گاز داغ رخ می دهد، مفصل سازی می تواند با فاصله نزدیک تری صورت بگیرد و در نهشته شکل مخروط افکنه مانندی ایجاد کند. مورفولوژی نهشته های جریان آذرواری جایگیری شده ( شکل 129) معمولا خیلی سریع بوسیله فرسایش اصلاح می شوند چون ماده جریان آذرواری لق به سرعت فرسوده می شود و جریان های واریزه پس از فوران یا همزمان با فوران ، روانه گل و جریان های ابرغلیظ[109] را تولید می کند. برش دادن بوسیله رودخانه ها اغلب به حدی سریع رخ می دهد که ممکن است تعامل بین آب و درون نهشته ها که هنوز داغ است رخ دهد و منجر به انفجارهای فراتیک بی ریشه[110] شود. در نهشته های جوش نخورده نرخ های برش از چند متر تا ده ها متر در هر رویداد باران را در بر می گیرد. برش در راستای خطوط دره های پیش از فوران رخ می دهد و بیشترین ضخامت نهشته ها ( و بنابرین بیشترین فشردگی ) در آنجا رخ می دهد و توپوگرافی پیش فوران هم در نحوه قرار گیری سطح نهشته ها، کنترل مسیرهای تثبیت مجدد رودخانه ها اثر می گذارد. فرسایش به شکل قابل توجهی وقتی که ماده سخت ( جوش خورده ) به دست می آِید یا نهشته های جوش نخورده با رشد مجدد پوشش گیاهی تثبیت می شوند، کند می شود. مورفولوژی های منظر مشاهده شده در ناحیه های تحت پوشش نهشته های جریان آذرواری منعکس کننده یک بازی متقابل پیچیده بینمورفولوژی نهشته ای اولیه، حضور یا عدم حضور جوش خوردگی یا سخت شدگی برای خلق سنگ سخت و اقلیم محلی است. یک سیمای شاخص در اگنیمبریت های بزرگ تشریح شده وقوع همزمان پشته یا ارتفاع های قله است که یک سطح موازی با سطح سپرده اصلی را تعریف می کند. شیب های سپرده های جوش نخورده معمولا با زاویه آرامش[111] برابر است یا به آن نزدیک است البته به جز در راستای جریان ها یا رودخانه هایی که برش ان منجر به ایجاد پرتگاه های عمودی می شود. شیب های سپرده های جوش خورده اغلب به صورت پرتگاه در می آیند چون حذف ماده بوسیله اتصال عمودی که اجازه می دهد که جرم های ستونی واژگون شوندچون آنها بوسیله فرسایش تحلیل می روند، کنترل می شود.
اگرچه نهشته های جریان آذرواری از نظر حجمی در عوارض زمین آتشفشانی مهم هستند، مشخصات زیادی از این نهشته ها می توانند به نمایش درآیند و خطرات مرتبط با جایگیری جریان به معنای این است که هنوز چیزهای زیادی باید در مورد روندها و محصولات جریان آذرواری کشف شود.
Further reading
Cas, R. A. F. and Wright, J. V. (1987) Volcanic Successions Modern and Ancient, London: Allen and Unwin.
Druitt, T. H. (1998) Pyroclastic density currents, in J. S. Gilbert and R. S. J. Sparks (eds) The Physics of Explosive Eruptions, 145–182, London: Geological
Society Special Publication 145.
Fisher, R. V. and Schmincke, H. -U. (1984) Pyroclastic Rocks, Berlin: Springer.
Freundt, A. , Wilson, C. J. N. and Carey, S. N. (2000) Block-and-ash flows and ignimbrites, in H. Sigurdsson (ed. ) Encyclopedia of Volcanoes, 581–599, San Diego: Academic.
Ross, C. S. and Smith, R. L. (1960) Ash-flow Tuffs: Their Origin, Geologic Relations, and Identification, US Geological Survey Professional Paper 366.
Walker, G. P. L. (1983) Ignimbrite types and ignimbrite problems, Journal of Volcanology and Geothermal Research 17, 65–88.
COLIN J. N. WILSON (مترجم: ریحانه برومند)
[100]-PUNCTUATED AGGRADATION
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
