|
|
| |
 |
از Relief تا Riparian |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
RELIEF - ناهمواری
عمومیترین تعریفی که میتوان از ناهمواری کرد عبارت از اختلاف ارتفاع در گستره یک ناحیه از پیش مشخص و یا مقیاس طولی استنباطی است. این تعریف ساده امکان تشخیص شماری از ناهمواریهای ویژه را فراهم میسازد. برای مثال ناهمواری یک رشتهکوه را میتوان به عنوان اختلاف ارتفاع بین بلندترین قله و قاعده جبهه رشتهکوه مزبور قلمداد نمود. از سویی ناهمواری یک رشته کوه را میتوان ارتفاع مطلق بلندترین قله نامید که در این صورت با اشاره ضمنی به تراز دریا به عنوان مبنای ارتفاعی همراه است. در مقیاسهای طولی بیش از حد کوتاه ناهمواری را میتوان به عنوان تغییرات ارتفاعی تعریف نمود که به واسطه یک دامنه مشخص، پشتهای در عرض دره و یا عارضه فیزیوگرافیکی نظیر یک تندان ایجاد شده است. ناهمواری را میتوان به طور ساده توپوگرافی عمومی نیز نامید یا به طرز خاصی میتوان آن را ارتفاعات بهم پیوسته و یا نابرابریهای سطح زمین قلمداد نمود. به عبارتی واژه ناهمواری بسته به زمینه کاربرد ممکن است معانی گوناگونی داشته باشد. با همه اینها واژه مزبور در عمومیترین کاربرد خود هم اشاره به خود توپوگرافی دارد و هم تفاوت ارتفاعی بین بلندترین و پستترین نقطه در داخل یک ناحیه محسوب میشود.
اختلاف ارتفاعی که باعث ایجاد ناهمواری میشود برآمدی از برهمکنش میان تغییرات فضایی در بالاآمدگی سنگها و فرسایش است. هر چند گسلش عادی نیز میتواند باعث بروز ناهمواری در محیطهای کششی شود اما فرایندهای آتشفشانی و زمینساختی که باعث خیزش سنگها بر فراز سطح آب دریا میشوند مسئول نهایی افراشتگی رشتههای کوهستانی هستند. با این که فرایندهای فرسایشی ممکن است ابقاء کل ناهمواری حاصل از بالاآمدگی سنگها را محدود نمایند اما این فرایندها نیز با کندن درهها باعث ایجاد ناهمواری در مقیاسهای طولی کوتاهتر میشوند. فرایندهای رودخانهای و یخچالی از طریق خندقزایی در زمین باعث بروز ناهمواری میشوند، در صورتی که حرکات تودهای مواد (مانند خزش خاک و بیشتر زمینلغزشها) میل به کاهش میزان ناهمواری دارند. ناهمواری کل یک رشتهکوه در نهایت بستگی به توازن میان پدیدههای بالاآمدگی و فرسایش دارد، مگر این که میزان تجمع مواد پوستهای از مرز مکانیکی قابل تحمل برای مقاومت پوستهای تجاوز نماید که در این صورت منجر به رشد فلات مرتفع میگردد.
جهت توصیف یک حوضه زهکشی از جنبههای مختلف ممکن است از چندین نوع ناهمواری بهره بگیریم. ناهمواری جریانی بازنمایی از افت ارتفاعی است که در راستای نیمرخ طولی یک شبکه زهکشی به طرف پاییندست اندازهگیری میشود، به طوری که از طریق اختلاف ارتفاع بین ابتدای کانال و خروجی حوضه نمایش داده میشود. این بخش از ناهمواری کل حوضه ممکن است تحت تاثیر تغییرات فرایندهای جریانی و مقادیر خندقزایی رود قرار گیرد. ناهمواری دامنه که از طریق اختلاف ارتفاع بین دهانه کانال و آبپخشان حوضه معین میشود خارج از تاثیر آنی فرایندهای جریانی، بازنمود آن بخش از ناهمواری کل حوضه زهکشی بوده و به جای فرایندهای جریانی تحت کنترل فرایندهای دامنهای است. ناهمواری ژئوفیزیکی یک حوضه زهکشی به صورت اختلاف ارتفاع بین خطالرأس و قعر دره تعریف میشود که هم ناهمواری دامنه و هم ناهمواری جریانی را شامل میشود. علاوه بر این ناهمواریهای ویژه، ناهمواری دیگری به نام ناهمواری محلی وجود دارد که میتوان آن را از طریق اختلاف ارتفاع بین مرتفعترین و پستترین نقطه بر روی توپوگرافی که در گستره یک ناحیه با اندازه از پیش مشخص و با یک مقیاس طولی پستعریف شده اندازهگیری میشود، توصیف نمود.
ناهمواری محلی ذاتا به مقیاس وابسته است. هر قدر مقیاس طولی مربوط به اندازهگیری ناهمواری محلی بزرگتر باشد ناهمواری مزبور بزرگتر است. عموما افزایش ناهمواری محلی به عنوان تابعی غیرخطی از قطر ناحیه مورد بررسی با نمایی کمتر از یک و نوعا در بازه تقریبی 7/0 تا 8/0 صورت میگیرد. به علاوه ناهمواری متوسط محلی همبستگی زیادی با شیب متوسط محلی دارد. با وجود این در موقع انجام محاسبات توپوگرافی از روی مدلهای رقومی ارتفاع، ناهمواری محلی در مقایسه با شیب متوسط که وابستگی زیادی به اندازه شبکه سلولی دارد کمتر به اندازه شبکه وابسته است.
از زمانی که اولین مطالعات در زمینه ناهمواری چنین مستدل ساختهاند که وجود ناهمواری بزرگتر و شیب بیشتر منجر به فرسایش سریعتر میشود روابط بنیادین میان ناهمواری و مقادیر فرسایش ثابت گردیده است. شوم[1] (1963) طی مطالعه خود در حوضههای بزرگ شمال آمریکا که جزو یکی از نخستین مطالعات جدید در خصوص تاثیر ناهمواری بر مقادیر فرسایش است از یک رابطه خطی میان نرخ فرسایش و ناهمواری حوضه (ارتفاع بلندترین نقطه حوضه از سطح آب دریا) خبر داد. به دنبال آن آهنرت[2] (1970) گزارشی از افزایش خطی مقادیر فرسایش با افزایش ناهمواری متوسط محلی (اختلاف ارتفاع اندازهگیری شده در گستره یک مقیاس طولی ویژه) در حوضههای واقع در عرضهای میانه ارائه داد. مطالعات اخیر در دیگر مناطق که در راستای پیشبرد نتایج آهنرت بود نشان داد که ناهمواری محلی و رواناب عوامل مهمی هستند که نرخ فرسایش را در حوضههای اصلی دنیا کنترل مینمایند (سامرفیلد[3] و هالتن[4]، 1994). روابط مختلف میان مقادیر فرسایش و ارتفاع متوسط مبین رشتهکوههای فعال و غیرفعال از نظر تکتونیکی بوده (پینت[5] و سوریائو[6]، 1988) و مونتگومری[7] و براندون[8] (2002) اخیرا شواهدی مبنی بر وجود رابطه غیرخطی قوی میان مقادیر بلندمدت فرسایش و ناهمواری متوسط محلی ارائه دادند.
تا همین اواخر تصور بر این بود که ناهمواری دامنههای متشکل از سنگ مادر به دلیل نیروی چسبندگی زیاد سنگ سالم به لحاظ مقاومت محدودیتی نداشته باشد. با وجود این بسط ناپیوستگیهایی در مقاومت سنگ در مقیاس کل یک دامنه، کناره دره و یا کوه میتواند از طریق بروز زمینلغزش بزرگمقیاس در سنگ مادر تکوین ناهمواری را محدود سازد (اسچمیت[9] و مونتگومری، 1995). گسیختگی ناگهانی قله کوه کوک[10] ـ مرتفعترین نقطه در نیوزیلند ـ نشان داد که چگونه لغزش سنگ مادر میتواند ناهمواری موجود در زمین پرشیب و بسیار منقطع را محدود سازد. طی مجادلهای که از سوی بوربانک[11] و همکارانش (1996) در مورد اصل کلی ناهمواری دامنه کممقاوم صورت گرفت ثابت گردید که گلوگاه رود ایندوس[12] در سرتاسر ناحیهای که شیب متوسط دامنههای آن مستقل از نرخ خندقزایی محلی رود مزبور است از گرادیانهای شدید در میزان خندقزایی برخوردار است. از این رو ایشان چنین نتیجه گرفتند که توسعه دامنههای کممقاوم به لغزش سنگ بستر امکان داده است تا نیمرخهای دامنهای را به گونهای تنظیم نماید که روند کاهش ارتفاع قله همگام با خندقزایی سریع رود در سنگ بستر باشد. طبق این دیدگاه در مناطق فعال تکتونیکی مقادیر فرسایش در تطابق با بالازدگی سنگهاست که آن هم مقدمتا به جای این که ناشی از افزایش شیب یا افزایش ناهمواری باشد متاثر از تغییرات فراوانی زمینلغزهها است (مونتگومری و براندون[13]، 2002). در مقابل در زمینهای کمشیب ممکن است تندی دامنهها و متعاقب آن ناهمواری محلی در قبال تغییرات عوامل کنترلکننده مقادیر فرسایش در مقیاس چشمانداز از خود واکنش نشان دهد.
وضعیت اقلیمی و تغییرپذیری آن ناهمواری کل رشتهکوهها را مشروط میسازد. تغییرپذیری بالای بارانهای کوهستانی بسته به ماهیت عامل بازخوردی میتواند هم محدودیتی برای ناهمواری جریانی در یک رشتهکوه خاص بوده و هم آن را افزایش دهد (رو[14] و همکاران، 2001). فرسایش فزاینده توسط فرایندهای یخچالی و جنبیخچالی ممکن است مانع از تکوین ناهمواری اساسا در بالای خط برف دائمی شود (بروزوویچ[15] و همکاران، 1997). شاید بهترین موارد استثتایی از نقش فرسایش در کاهش انباشت تودهای مواد در رشتهکوهها را در جایی یافت که کمی بارش این امکان را به تجمع مواد داده است که مرز مکانیکی برای افزایش ضخامت پوسته را تضمین نموده و بدین ترتیب منجر به ظهور فلاتهای مرتفعی چون آلتیپلانو[16] و تبت گردیده است. موقعیت فلاتهای مرتفع زمین در عرضهای جغرافیایی خشک اشاره به این دارد که تشکیل فلات بازتابی از همآیندی میان مقادیر بالای فشردگی تودهای ناشی از تکتونیک و مقادیر پایین فرسایش ناشی از وجود یک اقلیم خشک است.
دیدگاه نو درباره وجود پیوند و بازخورد میان فرایندهای اقلیمی، فرسایشی و تکتونیکی در حال ایجاد ائتلاف میان مطالعات تازهای است که بر روی برهمکنشهای موجود میان فرایندهای مزبور متمرکز شدهاند. زمینشناسان به این شناخت میرسند که گرادیانهای مکانی اقلیمی موثر بر فرایندهای فرسایشی قادرند تکوین و تحول ساختارهای زمینشناسی را نیز تحت نفوذ خود قرار دهند. تکوین رشتهکوهها قویا بر الگوهای بارندگی اثر گذاشته و شبیهسازهای عددی در خصوص کوهزاییهای پایا و در حال توسعه نشان میدهد که هم توپوگرافی و هم گرادیانهای دگرگونی ناشی از آن که در سطح زمین رخنمون هستند اثر تغییرپذیری مکانی بر اوضاع فرسایش را منعکس مینمایند (ویلت[17]، 1999). گرادیانهای اقلیمی و تکتونیکی قویا بر شدت فرسایش تاثیر گذارده و بدین ترتیب تکوین و تحول توپوگرافی را نیز در پی دارند. بنابراین تکوین ناهمواری به شدت با بازخوردهای بزرگمقیاسی که دربردارنده برهمکنش میان اقلیم، فرسایش و تکتونیک است، پیوند مییابد. در حالی که پراکنش جغرافیایی صفحات تکتونیکی در طول زمان زمینشناسی تغییر نموده است اما الگوی جهانی تغییرات اقلیمی نمایانگر الگوهای کلان در امتداد عرضهای جغرافیایی است که به صورت وفور بارندگی در عرضهای استوایی، یک کمربند بیابانی در عرضهای پایین و نفوذ شدید یخچالها به سمت قطبها مشخص میباشد. در این زمینه وجود بازخورد میان اقلیم، تکتونیک و فرسایش دلالت بر کنترل توزیع سیارهای ناهمواریها از سوی عوامل بزرگمقیاس اقلیمی دارد. شکلگیری فلاتهای مرتفع در دو طرف عرضهای بیابانی زمین محتمل است، اما شکلگیری کوههای مرتفع در مناطق استوایی یا قطبی که در آنها میزان فرسایش یا به دلیل بارش شدید و یا به خاطر فرایندهای یخچالی زیاد است، غیرمحتمل است.
بحث مهمی روی رابطه تغیییر اقلیم با ناهمواری مناطق کوهستانی صورت گرفته است. وقوع افزایشی در ناهمواری مطلق یک رشتهکوه و متعاقب آن افزایش در وسعت محیطهای آلپی ممکن است بر مقادیر هوازدگی مکانیکی ناشی از فرایندهای یخچالی و مجاوریخچالی بیفزاید. از این رو افزایش ناهمواری در مناطق آلپی ممکن است به طوره بالقوه بر چرخه جهانی کربن و ماکرواقلیم اثر بگذارد. واگر[18] (1993) در یادداشت خود درباره مجاورت قلههای مرتفع هیمالایا با درههای عمیق چنین مطرح کرد که برگشت ایزوستاتیک در قبال گودشدگی دره مسئول اوجگیری قلههای هیمالایا بر فراز فلات تبت بوده است. مولنار[19] و انگلند[20] (1990) پیشنهاد نمودند که بیشتر شواهد موجود در خصوص بالاآمدگی برجسته رشتهکوهها در اواخر دوران سنوزوئیک ممکن است بازنمایی سادهای از اثرات وخامت اقلیم بر افزایش رخنمونشدگی فرسایشی[21] سنگها و یا افراشتگی قلل کوهستانی در واکنش به افزایش عمق و طول درهها باشد. تحلیل هندسه درهها نشان میدهد که میتوان یک چنین اثرگذاری را مسئول حدود یک چهارم ارتفاع قلل کوهستانی دانست، گرچه شدت بالقوه چنین اثری بستگی به مقاومت پوسته و ماهیت فرایندهای فرسایشی دارد (گیلکریست[22] و همکاران، 1994؛ مونتگومری، 1994). با وجود این مطالعات اخیر به این نتیجه رسیدهاند که عامل گودشدگی دره از کمترین پتانسیل جهت اثرگذاری بر ناهمواری محلی در رشتهکوههای فعال تکتونیکی برخوردار است (ویپل[23] و همکاران، 1999؛ مونتگومری و براندون، 2002).
کوتاه کلام این که ناهمواری یک مفهوم ساده با معانی بسیار گوناگون است که تعریف آن بستگی به زمینه ویژه مورد استعمال دارد. با این حال آگاهی از عوامل ایجاد ناهمواری به عنوان گرانیگاهی برای درک روابط میان فرایندهای ژئومورفیک، تکتونیک و اقلیم محسوب میشود که در کنار هم سطح کره زمین را شکل میبخشند.
References
Ahnert, F. (1970) Functional relationship between denudation, relief, and uplift in large mid-latitude drainage basins, American Journal of Science 268, 243–263.
Brozovic, N., Burbank, D.W. and Meigs, A.J. (1997) Climatic limits on landscape development in the Northwestern Himalaya, Science 276, 571 574.
Burbank, D.W., Leland, J., Fielding, E., Anderson, R.S., Brozovic, N., Reid, M.R. and Duncan, C. (1996) Bedrock incision, rock uplift and threshold hillslopes in the northwestern Himalayas, Nature 379, 505–510.
Gilchrist, A.R., Summerfield, M.A. and Cockburn, H.A.P. (1994) Landscape dissection, isostatic uplift, and the morphologic development of orogens, Geology 22, 963–966.
Molnar, P. and England, P. (1990) Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change: chicken or egg? Nature 346, 29–34.
Montgomery, D.R. (1994) Valley incision and the uplift of mountain peaks, Journal of Geophysical Research 99, 13,913–13,921.
Montgomery, D.R. and Brandon, M.T. (2002) Non-linear controls on erosion rates in tectonically active mountain ranges, Earth and Planetary Science Letters 201, 481–489.
Pinet, P. and Souriau, M. (1988) Continental erosion and large-scale relief, Tectonics 7, 563–582.
Roe, G.H., Montgomery, D.R. and Hallet, B. (2002) Effects of orographic precipitation variations on the concavity of steady-state river profiles, Geology 30, 143–146.
Schmidt, K.M. and Montgomery, D.R. (1995) Limits to relief, Science 270, 617–620.
Schumm, S.A. (1963) The Disparity between Presentday Denudation and Orogeny, US Geological Survey Professional Paper 454-H.
Summerfield, M.A. and Hulton, N.J. (1994) Natural controls of fluvial denudation rates in major world drainage basins, Journal of Geophysical Research 99, 13,871–13,883.
Wager, L.R. (1933) The rise of the Himalaya, Nature 132, 28.
Whipple, K.X., Kirby, E. and Brocklehurst, S.H. (1999) Geomorphic limits to climate-induced increases in topographic relief, Nature 401, 39–43.
Willett, S.D. (1999) Orogeny and orography: the effects of erosion on the structure of mountain belts, Journal of Geophysical Research 104, 28,957–28,981.
DAVID R. MONTGOMERY (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RELIEF GENERATION - زایش ناهمواری
لندفرمها تقریبا در همه جا از عناصری تشکیل مییابند که منتج از اقالیم مختلف بوده و به عبارتی توسط نیروهای خارجی مختلفی شکل مییابند. اجتماع ناهمواری مربوط، زایش ناهمواری نامیده میشود. نیروهای مزبور اجزاء متشکله ژئومورفولوژی اقلیمی محسوب میشوند. این مفهوم با مراحل چرخه فرسایش دیویسی و تقویم برهنهسازی زمین بر مبنای تکتونیک ارتباطی ندارد. در اروپای مرکزی ماهیت وجودی پدیده رامپفلاچن[24] (دشتهای حجاریشده، دشتهایی که سنگهای با سختی متفاوت را قطع مینمایند؛ به کلمات Etching، Etchplain و Etchplanation توجه نمایید) به دوره ترشیری و آن هنگام که از اشکال، نهشتهها و بقایای هوازدگی مناطق گرمسیری منتج گردید، برمیگردد. درههای داخل این دشتها تحت فرایندهای کاوشی به عمق رفته و در آغاز با تراسهای گسترده متعلق به دوره پلیوسن/پلئیستوسن پایینی که از جنس گراولهای تقریبا خالص کوارتزی و گاهی اوقات کمی پیزولیت است مشخص میباشد. بدیهی است که این تراسها حاصل فرایندهای فرسایش و انتقال در هوای گرم و مرطوب میباشد. منشا رشته تراسهای واقع دربخش میانی و سفلی درهها فرایندهای مجاور یخچالی است به طوری که با سنگریزههای سنگهای مختلف، عوارض پرمافراست همزمان با رسوبگذاری و لسها یا تپههای شنی (فقط مربوط به دوره یخبندان وورم) پوشیده شدهاند. یک پوشش سولیفلوکسیونی که تقریبا بر روی همه دامنهها دیده میشودـ به صورت لایهای که در داخل آن خاکهای جدید تکوین یافتهاندـ مقدار کل فرسایش ناچیز مربوط به دوره هولوسن را آشکار میسازد. از آن جایی که دشت سیلابی تنها حدود سه متر پایینتر از تراس متعلق به دوره وورم قرار دارد و با توجه به این که گودشدگی مزبور عمدتا در اواخر دوره وورم اتفاق افتاده است این میزان فرسایش را برای فرایندهای جریانی نیز به کار میبرند. اصطلاح زایش ناهمواری از طرف بودل[25] در سال 1955 طی مطالعهاش در ناحیه هوگار واقع در صحرای مرکزی (آفریقا) ارائه شد. در این جا پدیده رامپفلاچن در زیر جریانهای بازالتی قدیمی باعث جابهجایی لوم قرمز و ماترک خاکهای استوایی میشود. وجود یک تراس لومی در درههای مزبور تطابقی با فرایندهای اخیر نداشته و از یک رأس مصنوعی خیلی قدیمی برخوردار است. بستر جدید رود از ماسه تشکیل یافته است.
روشهای اصلی تشخیص نوع زایش ناهمواری بدین قرارند: 1- جداسازی لندفرمهای با منشأ مختلف به طوری که لندفرمهای جوان در داخل لندفرمهای قدیمتر جای میگیرند؛ اشکال جوانتر به ندرت به مانند آن چه که در تپههای شنی دیده میشود در بالای اشکال قدیمتر قرار میگیرند؛ 2- متمایز ساختن اشکال تازه از راه مشاهده فرایندهای جدید؛ 3- کاوش آثار هوازدگی و یا رسوبات همبسته که نشانگر اقلیم متفاوت بوده و این عوارض را با زایش ناهمواری قدیمتر از خود مرتبط میسازد. چنانچه شخصی تصویری کامل از راه مشاهدات میدانیاش کسب نمایدـ که شاید به تجزیه و تحلیلهای آزمایشگاهیاش اضافه گرددـ پس از آن در پی مقایسه اشکال حاصل از زایش ناهمواری مورد نظر با اشکال مشابه در یک منطقه اقلیمی متفاوت برمیآید. تاریخگذاری مطلق بر طبق مقیاس زمانی زمینشناسی به دلیل ارائه یک سن مفید بوده و ایدهای در خصوص شرایط دیرینـ بومشناسی[26] به دست میدهد.
اساس مقایسه فوق ژئومورفولوژی اقلیمی[27] آلمانی زبانان است که کاملا متفاوت از ژئومورفولوژی اقلیمی[28] انگلیسی زبانان بوده و اجتماع لندفرمها و اهمیت نسبی فرایندهای اخیر در مناطق مورفوکلیماتیک را بررسی مینماید. اجتماع منظمی از لندفرمها امکان طبقهبندی اشکال باقیمانده را که به صورت پراکنده حفظ شدهاند و نیز جستجو برای سایر اشکال را فراهم میسازد. برای مثال چنانچه شخصی عمیقشدگی زیاد و خراشهای یخچالی در سنگهاـ به صورت دیوارهای از نهشتههای مخلوط در یک جای مشخصـ را مشاهده نماید احتمال زیادی هست که آن را به مورنها نسبت دهد. این یافتهها ممکن است از راه کاوش دروملینها یا سایر عوارض ناشی از فرسایش یخچالی پشتیبانی گردد. از آن جایی که در باب زایش ناهمواری به دنبال پرسش درباره اجتماع اشکال و مکانیزمهای شکلگیری ناهمواری هستیم مفهوم زایش ناهمواری گستردهتر از تحقیق در خصوص اشکال دیرینه[29] میباشد. بعد از همه این بررسیها شاید جستجو برای دادههای اقلیم دیرینه[30] مانند دیرین گیاهشناسی[31] مطرح شود. تقریبا هیچ تلاشی برای جایگیر ساختن دادههای اقلیمی در داخل مرزهای مناطق با زایشهای ناهمواری متفاوت صورت نگرفته است.
ممکن است فرایندهای شکلدهنده ناهمواری در اقالیم مختلف که متعلق به دوره ترشیری تا عصر جدید هستند را در مقیاس کوچک بررسی نمود. قطعهسنگهای واقع در کوهستان هارز[32] از یک قشر قرمز برخوردارند که مربوط به هوازدگی لوم قرمز دوره ترشیری است. در بالای این قشر یک پوسته نازک سفیدرنگی وجود دارد. بر روی چند تا از این بلوکهای سنگی یک بخش مربع یا مثلث شکلی دیده میشود که به واسطه هوازدگی یخبندانی تکه تکه شده است. در این جا لبههای بلوک مزبور فقط از یک قشر سفیدرنگ برخوردار است. در حاشیه میدان بلوکی قطعات دیگری وجود دارند که از پوشش آبرفتهای یخچالی که به احتمال زیاد مربوط به دورههای گرم پلئیستوسن است پوشیده نشدهاند. از این رو این زمینها را میتوان "Mehrzeitformen" (انبوهی از اشکال مربوط به اقالیم مختلف) نامید. سنگهای آیرز[33] دارای اشکال هوازدگی در سنگ سخت بوده و در اقلیمهای متفاوت شکل گرفتهاند.
در مباحث روششناختی بایستی زایش ناهمواری را به عنوان اساسی برای تمایز عناصر ناهمواری که از حساسیت متفاوتی در برابر فرایندهای ژئومورفولوژیکی برخوردارند قرار داد. عناصر مربوط به زایشهای ناهمواری قدیمی پایدارتر از عناصر زایشهای ناهمواری جوان بوده و ممکن است عمدتا از طریق فرایند گودشدگی دره فرسوده شوند. مقاومت و مکان وقوع آستانهها را میتوان با استفاده از زایشهای ناهمواری چون لبه یک دشت قدیمی تبیین نمود. مسلما عناصر زایشهای ناهمواری قدیمی در تعادل با فرایندهای جدید نیستند. این عناصر نه توسط فرایندهای مزبور شکل گرفتهاند و نه این که در اثر آنها تغییرات قابل توجهی به خود دیدهاند. بهکارگیری حالت تعادل حتی برای زایش ناهمواری جدید به دو دلیل تقریبا غیر قابل اثبات است: یکی به خاطر تاثیر زایشهای قدیمی بر روی دبی و مسیرهای انتقال آب و دیگری به دلیل مقاومت متفاوت اشکال موجود. اصل ارگودیگ را تنها میتوان برای آن دسته از اشکال ناهمواری که متعلق به یک نوع زایش هستند به کار برد و در این میان اشکالی که از تغییرات سریع برخوردارند اولویت دارند. بنابراین اصل ارگودیگ به لحاظ زمانی محدود میشود.
Further reading
Budel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Berlin. Translated by L. Fischer and D. Busche (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
Bremer, H. (1965) Ayers Rock, ein Beispiel fur klimagenetische Morphologie, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 9, 249–284.
HANNA BREMER (مترجم: مرتضی قراچورلو)
REMOTE SENSING IN GEOMORPHOLOGY - سنجش از دور در ژئومورفولوژی
دورسنجی عبارت از کسب اطلاعات درباره یک شیء بدون تماس فیزیکی با آن است. در ژئومورفولوژی دورسنجی اغلب به گردآوری اطلاعات از راه سکوهای هوایی (مانند هواپیماها، بالنها یا کایتها) و یا فضاپیماهایی که به دور زمین در گردشند، اشاره دارد. اصطلاح دورسنجی را به ایولین ال. پرویت[34] و کارکنانش در اداره تحقیقات دریایی ایالات متحده نسب میدهند. اصطلاح مزبور در اوایل دهه 1960 جهت بازشناسی ابزارهای فوق به جای دوربینها و پهنههای طیف الکترومغناطیسی که خارج از محدوده قابل رویت برای چشم انسان هستند و نیز فیلمهایی که به طیف مزبور حساس بوده و استفاده از آنها برای تصویربرداری از کره زمین در حال افزایش است، ابداع گردید. تعریفی که انجمن فتوگرامتری و دورسنجی ایالات متحده (ASPRS) از فتوگرامتری و دورسنجی ارائه داد بدین گونه بود: هنر، علم و فن کسب اطلاعات معتبر در خصوص اشیاء و محیط فیزیکی از طریق فرایند ثبت، اندازهگیری و تصویرسازی مفسرانه و بازنمایی رقومی الگوهای انرژی برگرفته از سیستمهای حسگر غیرتماسی (کلاول[35]، 1997: 3).
با این که دورسنجی جایگزین بررسی میدانی سنتی ژئومورفیک نخواهد شد لیکن نمیتوان از ارزش دورسنجی در ارائه یک دید سینوپتیک از یک چشمانداز چشمپوشی نمود. از نظر تاریخی کاربرد دورسنجی در ژئومورفولوژی عمدتا به صورت تفسیری بوده و از این راه امکان توسعه یک تصویر ذهنی از منظر زمین در قالب یک دستیار کارتوگرافی برای ژئومورفولوژیستها فراهم شده است (هایدن[36] و همکاران، 1986). با وجود این بهرهگیری از دورسنجی در بررسیهای کمی ژئومورفیک به سرعت در حال رشد است.
دورسنجی نماهای بینظیری از کره زمین در مقیاسهای فضایی مختلف و در پهنههای متفاوت طیف الکترومغناطیسی فراهم میآورد. این نماهای جهانی برای زیررشته مگاژئومورفولوژی که تاکیدش بر مطالعه سطوح زمین در مقیاسهای بزرگ و سیارهای است بینهایت مفید است (بیکر[37]، 1986). نماهای جهانی ارائه شده از طریق دورسنجی ایستا نبوده و پیوسته در حال نوشدن هستند. این پایش مکرر کره زمین رویدادهای ژئومورفیکی را ضبط مینماید که در غیر این صورت شاید مورد توجه قرار نمیگرفتند. برای مثال در سال 1983 فضانوردان از داخل شاتل فضایی اس تی اس 8[38] از طوفان گرد و غباری بر فراز شمال غرب آرژانتین عکسبرداری کردند که در حال حمل مواد از کفههای نمکی روباز در فلات پونا[39] واقع در آندهای آمریکای جنوبی به سمت شرق و پامپای[40] آرژانتین بود. این مشاهدات از راه دور در تأئید منبع لسهای پامپاها کمکرسان بوده و ثابت نمود که تجمع سیلت بر روی پامپاها یک فرایند ژئومورفیک پیشرونده به شمار میآید (هایدن و همکاران، 1986). دورسنجی همچنین ممکن است بررسی ژئومورفیک مناطقی را که دور از دسترس تحقیقات میدانی هستند امکانپذیر سازد.
دورسنجی یک آرشیو تاریخی بیهمتایی از تغییرات ژئومورفیک را برای ما فراهم میسازد. شروع جمعآوری عکسهای هوایی مناسب برای تحلیلهای ژئومورفیک به اوایل دهه 1920 برمیگردد. شروع آرشیوبرداری تصاویر ماهوارهای مناسب برای تحلیلهای ژئومورفیک به پرتاب اولین ماهواره از ماهوارههای تکنولوژی منابع زمین یعنی ارتس 1[41] که بعدها به لندست 1[42] موسوم شد در 23 جولای سال 1972، مربوط میشود.
این پیشینه دورسنجی به عنوان ابزاری برای تحلیلهای ژئومورفیک پیوند نزدیکی با پیشرفتهای عکسبرداری و اخذ عکسها از سکوهای هوایی دارد. تولد عکسبرداری در سال 1839 و زمانی بود که روشهای عکاسی توسط جوزف نایسفور نیپسه[43]، لوئیس ژاکوئس ماند داگوئر[44] و ویلیام هنری فوکس تالبوت[45] در میان عموم فاش گردید. یک سال بعد از آن استفاده از عکسبرداری جهت توسعه نقشههای توپوگرافی از طرف فرانشوئس آراگو[46] که مدیر رصدخانه پاریس بود مورد حمایت قرار گرفت (فیشر[47]، 1975: 27). اولین عکس هوایی در سال 1858 توسط گاسپارد فلیکس تورناچن[48]، معروف به نادار، از یک بالن بر فراز حومه شهر پاریس گرفته شد. با این حال شناخت ارزش عکسبرداری در ژئومورفولوژی نیز تا حدودی به عکسهای زمینی گرفته شده از چشمانداز مورد نظر در خلال نیمه دوم قرن نوزدهم میلادی برمیگردد. در سال 1890 انجمن زمینشناسی آمریکا کمیتهای را با موضوع عکسبرداری تشکیل داد و در توصیفی که از عکسبرداری به صورت یک علم داشت (فیشر، 1975: 34) شکلگیری آن را به دهههای 1920 و 1930 منتسب نمود. پایه تحلیل فتوژئولوژیک[49] بر این تصور ساده استوار است که لندفرمهای تکوینیافته تحت فرایندهای زمینشناسی و ژئومورفیک مشابه، در تصاویر دورسنجی از نمای مشابهی برخوردار خواهند بود (وی[50] و اورت[51]، 1977: 17). در اوایل دهه 1940 این امکان برای مفسران عکس فراهم شد که عوارض سطحی مشخص را از میان تقریبا 35 لندفرم اصلی شناسایی نموده و به این نکته پی بردند که عکسهای هوایی اطلاعات مهمی در خصوص منشأ، ترکیب و پیشینه لندفرمها ارائه میدهند (کلاول ، 1977: 26). این لندفرها و سایر عوارض را میتوان بر اساس عناصر مکان، اندازه، شکل، تن و رنگ، سایه، بافت، الگو، ارتفاع یا عمق و نیز خصوصیات محل و روابطی که بین عوارض در داخل چشمانداز مورد مطالعه وجود دارد در تصاویر دورسنجی شناسایی نمود (جنسن[52]، 2000: 121-132). شروع اولین مشاهده سیستمی اما با قدرت تفکیک کم از کره زمین توسط ماهوارهها به سال 1960 برمیگردد که اولین ماهواره هواشناسی جهان موسوم به تیروس اول[53] این کار را انجام داد. از آن زمان به این طرف و با افزایش شمار سیستمهای تصویربرداری فضابرد و پیچیدهتر شدن آنها، دورسنجی زمین گسترش چشمگیری پیدا نمود.
کاربرد موفقیتآمیز تصاویر دورسنجی در بررسیهای ژئومورفیک نیازمند تطبیق یک ابزار یا خصوصیات فضایی، زمانی و طیفی تصویر با الزامات مطالعه ژئومورفیک مورد نظر میباشد. قدرت تفکیک فضایی یک سنجنده عبارت از کوچکترین میزان جدایش خطی یا زاویهای است که میتواند مورد تجزیه قرار گیرد. قدرت تفکیک تصاویر رقومی گرفته شده توسط ابزارهای غیرتصویری اغلب از طریق طول یک بعدی (به متر) عناصر جداگانهای (پیکسل) تعریف میشود که تشکیل تصویر دوبعدی را میدهند.جهت تعیین قدرت تفکیک فضایی مورد نیاز برای یک کاربرد ویژه یک قاعده عمومی وجود دارد مبنی بر این که جهت شناسایی یک عارضه با اندازه مشخص بایستی قدرت تفکیک ابزار مورد نظر نهایتا به اندازه نصف کوچکترین بعد عارضه مورد نظر باشد. قدرت تفکیک زمانی یک سیستم دورسنجی اشاره به توانایی آن در تکرار تصویربرداری از یک ناحیه مشخص دارد. بیشترسنجندههای مداری از یک سیکل برگشتی ثابتی برخوردارند که میزان تناوب تصویربرداری از یک ناحیه را کنترل مینماید. این دوره برگشت نوعا از کمتر از یک روز تا یکی دو هفته متفاوت است. هواپیماها یا فضاپیماهای سرنشیندار معمولا تصاویری را اخذ مینمایند که از تناوب خیلی کم و بازههای زمانی بسیار نامنظم برخوردارند.
طول موجهای مختلف طیف الکترومغناطیس اطلاعات کاملا متفاوتی از خصوصیات شیمیایی، فیزیکی و زیستی یک چشمانداز به دست میدهند. دو محدوده طیف الکترومغناطیس که بیشترین عمومیت را در مطالعات ژئومورفیک دارند نوری بوده و عبارتند از: محدودهای که انرژی الکترومغناطیس پخششده در طول موجهای از 3/0 تا 14 میکرومتر را شامل میشود و امواج ریزموج که طول موجهای از یک میلیمتر تا یک متر را در برمیگیرد.
محدوده نوری که به لحاظ پیشینه بیشترین کاربرد را داشته است میتواند به دو زیرناحیه تقسیم شود: یک محدوده نوری انعکاسی (3/0 تا 3 میکرومتر) و یک محدوده نوری مادون قرمز (3 تا 14 میکرومتر). ابزارهای دورسنجی که در این دو محدوده از طیف الکترومغناطیس مشغول سنجش هستند از نوع غیرفعال میباشند؛ انرژی تأمینکننده سیگنال برای سنجنده دارای منشأ خارجی است. در محدوده نوری انعکاسی، سیگنال ورودی از راه انرژی خورشیدی بازتابیده از زمین تأمین میشود در صورتی که در محدوده مادون قرمز حرارتی انرژی که مستقیما از طرف زمین ساطع شده و تابعی از دمای سطح زمین است به تنهایی منبع انرژی اولیه محسوب میشود. این دو محدوده طیفی شامل پنجرههای اتمسفری یا بازههای طول موجی متعددی هستند که در آنها اتمسفر نسبتا نورگذران بوده و یا انرژی ساطع شده، مشاهده دورسنجی را امکانپذیر میسازد. در مواقعی که اتمسفر از شفافیت نسبی در این پنجرهها برخورداراست ممکن است برای برخی کاربردهای ژئومورفیک هنوز اهمیت تصحیح اثرات اتمسفری به قوت خود باقی باشد. پوشش ابر همچنین میتواند سطح زمین را در سرتاسر محدوده نوری از نظر دور سازد.
طولموجهای انعکاسی بیشترین عمومیت را به لحاظ کاربرد در دورسنجی زمینی دارند. طولموجهای انعکاسی نوعا در سه ناحیه طیفی طبقهبندی میشوند: محدوده مرئی (4/0 تا 7/0 میکرومتر) که چشم انسان به آن حساس است، محدوده مادون قرمز نزدیک (7/0 تا 1/1 میکرومتر) و محدوده مادون قرمز میانی یا موج کوتاه (1/1 تا 5/2 میکرومتر). همانطور که از نامش پیداست تصاویر انعکاسی از راه انرژی منعکسشده از سطح زمین به سمت سنجنده حاصل میشود. تفاوت در انعکاس مواد سطح زمین که تابعی از طول موج میباشد اغلب تمایز میان مواد مختلف سطح زمین را تنها بر اساس انعکاس آنها امکانپذیر میسازد. در صورتی که دو ماده در یک طول موج از تشابه ظاهری برخوردار باشند ممکن است در یک طول موج دیگر به راحتی از یکدیگر متمایز گردند.
ابزارهای دورسنجی همچنین قادرند با استفاده از زوج استرئویی دید سهبعدی باارزشی از یک چشمانداز ارائه دهند. مراد از زوج استرئویی دو تصویر دورسنجی هستند که موقع همدیدشدن باعث ارائه تصوری خیالی از ناهمواری یک چشمانداز میشوند. از اندازهگیریهای استرئوسکوپیک میتوان در تهیه نقشههای توپوگرافی یا نمایش رقومی توپوگرافی موسوم به مدل رقومی ارتفاع (DEM) بهره برد. زوجهای استرئویی همچنین در تأئید یکی از اهداف اصلی فتوژئولوژی که عبارت از "ارائه نمای بهتر برای آموزش زمینشناسی" (فیشر، 1975: 34) است، مفید هستند. دو نمونه عالی و جدید از ارزش آموزشی زوجهای استرئویی و تصاویر ماهوارهای در یادگیری لندفرمهای کره زمین را میتوان در اطلس لندفرمها(کوران[54] و همکاران، 1984) و ژئومورفولوژی از فضا (شورت[55] و بلیر[56]، 1986) مشاهده نمود.
بخش ریزموج (طول موجهایی از یک میلیمتر تا یک متر) طیف الکترومغناطیس نیز در دورسنجی ژئومورفیک بااهمیت میباشد. رادارهای با روزنه مرکب (SARs) ابزراهای دورسنجی فعالی هستند که پس از گسیل علائم الکترومغناطیسی خودشان به سمت زمین به ثبت میزان انرژی منتشرشده و برگشتی از هدف مورد سنجش به سمت آنتن فرستنده میپردازند. از این رو گاهی اوقات تصاویر SAR را تصاویر پخش برگشتی نیز مینامند. مزایای تصاویر SAR بیش از سنجندههای نوری است چرا که امواج SAR قادرند از ابرها نفوذ کرده ودر شب نیز تصویر اخذ نمایند. این مزیتها تصاویر SAR را به جهت مطالعه نواحی ابرآلود و ثبت فرایندهای ژئومورفیک پویا و کوتاهمدت مانند سیلاب ایدهآل ساخته است. سنجندههای SAR نسبت به سنجندههای نوری خصوصیات کاملا متفاوتی از چشمانداز را ثبت مینمایند. علائم برگشتی و رسیده به آنتن SAR تحت تاثیر ناهمواری سطح زمین و رطوبت موجود در خاک و گیاهان میباشند. این ویژگی باعث بهرهگیری از تصاویر SAR در ارزیابی خصوصیات مهم منظر زمین از قیبل رطوبت خاک، وضعیت ذوب یخچالها، بیوماس (زیست توده) جوامع گیاهی و سیلاب یا غرقابشدگی مناطق میشود.
یکی از ویژگیهای منحصر به فرد تصاویر SAR که ارزش آن در تحقیقات ژئومورفیک به اثبات رسیده است قابلیت آن در نفوذ به داخل مواد خشک از قبیل ماسه یا برف خشک میباشد. هر چه طول موج SAR طویلتر باشد توانایی نفوذ آن به لایههای زیری زمین بیشتر میگردد. یک مورد کلاسیک از بررسی ژئومورفیک که نشانگر توانایی امواج SAR در ارائه اطلاعات لایههای زیرسطحی است به شناسایی شبکه زهکشی گستردهای در زیر پهنه ماسهای سلیما[57] مربوط میشود که قسمتهایی از غرب مصر و شرق سودان را پوشانده و مانع از رویت آسان شبکه مزبور از طریق مشاهدات زمینی یا سنجندههای نوری گشته بود (هایدن و همکاران، 1986).
دورسنجی در ژئومورفولوژی به گردآوری تصاویر سطح زمین از فضا یا هوا محدود نمیشود. تکنیکهای دورسنجی زمینی شامل رادار نفوذکننده به زمین (GPR) و نیمرخ بازتاب لرزهای که تصاویر دوبعدی یا سهبعدی مفصلی از لایههای زیرسطحی فراهم میسازند برای بررسی ساختار درونی لندفرمها و یخچالها و نیز برای تحلیل محیطی مکانها مفید هستند. از سال 1960 به این طرف ابزارهای عمقسنج چندپرتوی موسوم به اسکن جانبی SONAR (عمقسنجی، ناوبری و مسافتیابی) کاربرد وسیعی در ژئومورفولوژی دریایی و تهیه نقشههای عمقنما پیدا کردهاند. وسایل دورسنجی عملگر (ROV) در حال تهیه نماهای جالبی از محیطهای دریایی هستند که در غیر این صورت قابل رویت نبودند. دورسنجی چشماندازها محدود به کره زمین نیست. زمینشناسانی که به مطالعه سیارهها میپردازند در بررسی سایر سیارات و حتی سیارکهای منظومه شمسیمان بنا به ضرورت بهره وسیعی از دورسنجی بردهاند (هایدن و همکاران، 1986).
References
Baker, V.R. (1986) Introduction: regional landform analysis, in N.M. Short Sr and R. Blair Jr (eds) Geomorphology from Space, NASA SP-486,
Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration.
Colwell, R.N. (1997) History and place of photographic interpretation, in W.R. Philipson (ed.) Manual of Photographic Interpretation, 2nd edition, 3–47, Bethesda, MD: American Society for Photogrammetry and Remote Sensing.
Curran, H.A., Justus, P.S., Young, D.M. and Garver, J.B. (1984) Atlas of Landforms, 3rd edition, New York: Wiley.
Fischer, W.A. (1975) History of remote sensing, in R.G. Reeves (ed.) Manual of Remote Sensing, 1st edition, 27–50, Falls Church, MD: American Society of Photogrammetry.
Hayden, R.S., Blair, R.W. Jr, Garvin, J. and Short, N.M. Sr (1986) Future outlook, in N.M. Short Sr and R. Blair Jr (eds) Geomorphology from Space, NASA SP-486, Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration.
Jenson, J.R. (2000) Remote Sensing of the Environment: An Earth Resource Perspective, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Short, N.M. Sr and Blair, R.W. Jr (1986) Geomorphology from Space. A Global Overview of Regional Landforms, NASA SP-486, Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration. Available online at: http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_ DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html
Way, D.S. and Everett, J.R. (1997) Landforms and geology, in W.R. Philipson (ed.) Manual of Photographic Interpretation, 2nd edition, 117–165, Bethesda, MD: American Society for Photogrammetry and Remote Sensing.
ANDREW KLEIN (مترجم: مرتضی قراچورلو)
REPOSE, ANGLE OF - زوایه قرار
حداکثر زوایهای است که در آن یک توده آواری تحت شرایط معین به حالت پایدار باقی خواهد ماند. به طور کلی زاویه قرار بین 25 و 40 درجه متغیر است. برای مثال زاویه قرار برای ماسه بین 32 و 36 درجه است در حالی که این زاویه برای واریزه بین 32 و 36 درجه است. میزان دقیق زاویه قرار به شرایط دامنه از قبیل اندازه، شکل و ناهمواری دامنه، درجه اتصال و جورشدگی مواد، ارتفاع دیواره و تراکم دانههای رسوبی منفرد بستگی دارد. در این میان طول دامنه و فشار آب منفذی رسوبات نیز مهم است چرا که با افزایش محتوی آب رسوبات، پیوند ساختمانی آنها نیز به واسطه کشش سطحی بین دانهها تقویت میشود. با این که مطالعات در خصوص عوامل تاثیرگذار بر زاویه قرار به نتایج متفاوتی انجامیده است اما یک مفهوم عمومی از زاویه قرار وجود دارد که شناخته شده است.
Further reading
Francis, S.C. (1986) The limitations and interpretation of the ‘angle of repose’ in terms of soil mechanics; a useful parameter? in A.B. Hawkins (ed.) Engineering Geology Special Publication 2, 235–240.
Kinya, M., Kenichi, M. and Shosuke, T. (1997) Method of measurement for the angle of repose of sands, Soils and Foundations 37(2), 89–96.
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RESIDUAL STRENGTH - مقاومت پسمانده
اصطلاح دیگر آن مقاومت نهایی است. این واژه عبارت از حداقل درجه باقیمانده مقاومت (مقاومت در برابر جابهجایی) در یک خاک یا سنگ بعد از زوال مقاومت است که با یک جابهجایی ( نوعا موادی با اندازه بزرگتر از یک متر ) قابلتوجه همراه است. بنابراین واژه مزبور با حرکات دامنهای در ارتباط بوده و در تحلیل پایداری دامنه جهت سنجش مقاومت یک دامنه قبلا فعال بیاندازه بااهمیت میباشد. مقاومت پسمانده در ماسهها نوعا شبیه مقاومت برشی بحرانی (حالت پایدار متعاقب برش که در آن تنشهای موثر ثابت مانده و هیچ تغییر حجمی رخ نمیدهد) است، در حالی که این مقاومت برشی بحرانی در موادی با میزان بالای رس تقریبا به اندازه نصف مقامت مزبور است. وجود مقادیر بالای رس صفحهای در خاکها موجب کاهش قابلتوجهی در میزان مقاومت آنها (از اوج مقاومت به مقاومت پسمانده) میشود زیرا این نوع خاکها میل به کشیدهشدن در یک خط و موازی با جهت جابهجایی تودهای دارند.
Further reading
Carrubba, P. and Moraci, N. (1993) Residual strength parameters from a slope instability, in P. Shamsger (ed.) Third International Conference on Case Histories of Geotechnical Engineering, 1,481–1,486, Rolla: University of Missouri.
Spangler, M.G. and Handy, R.L. (1982) Soil Engineering, New York: Harper and Row.
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
REYNOLDS NUMBER - عدد رینولدز
عددی بیبعد در دینامیک سیالات است که جهت تعیین انتقال از جریان آرام به جریان آشفته در داخل یک لوله به کار رفته و توسط ازبورن رینولدز[58] در سال 1883 ارائه شده است. پارامتر مزبور بر این واقعیت استوار است که نسبت انرژی جنبشی به انرژی منتقلشده توسط نیروهای گرانروی با جریان آشفته همبسته است. عدد مزبور از طریق معادله Re = VL/v تعریف میشود که در آن Re عدد رینولدز، V سرعت جریان، L طول جریان و v لزجت جنبشی (لزجت تقسیم بر چگالی) است. هنگامی که این نسبت کمتر از 1000 باشد شاهد جریان آرام خواهیم بود و در مقابل مقادیر بالای عدد رینولدز نشانه جریان آشفته میباشد. با این حال تعریف واقعی اعداد رینولدز با استفاده از پارامتر شکل سیستم صورت میگیرد. همچنین عدد رینولدز به بررسی اثرات مقاومت جریان در داخل لولهها پرداخته و ثابت مینماید که ضریب اصطکاک تابعی یکنواخت از عدد رینولدز در زبریهای مختلف سطحی است.
Further reading
Reynolds, O. (1883) An experimental investigation of the circumstances which determine whether the motion of water shall be direct or sinuous and of the law of resistance in parallel channel, Philosophical Transactions of the Royal Society 174, 935–982.
Rott, N. (1990) Note on the history of the Reynolds number, Annual Review of Fluid Mechanics 22, 1–11.
SEE ALSO: boundary layer
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIA - ساحل ریا
مدخل ساحلی که ناشی از به زیر آب رفتن یک دره رودخانهای یا خور قبلی است. سواحل ریا تشکیلاتی هستند که منشأ آنها به پیشروی بعدیخچالی دریاها در سرتاسر فلاتقاره (موسوم به پیشروی فلاندرین[59] ) برمیگردد که متعاقب ذوب صفحات یخی و یخچالها اتفاق افتاد. این واقعه منجر به توسعه یک خط ساحلی نامنظم و کنگرهدار گردید و تنها رأس تپههای قبلی بالاتر از تراز دریا باقی ماند. سواحل ریا یخچالی نبوده و شکلگیری آنها در اصل ناشی از فرسایش سطحی بوده است. سواحل مزبور با شکل دراز و باریک خود ـ اغلب قیفیشکل ـ مشخص بوده و عمق و عرض آنها به سمت خشکی به طور یکنواخت کاهش مییابد. همچنین این گونه سواحل کوتاهتر و کمعمقتر از یک فیورد[60] هستند. اصطلاح ریا از مکانهای خاصی به نام گالیشا[61] و آستوریا[62] واقع در شمال غرب کشور اسپانیا گرفته شده است که در آنها گروهی از خورهای دراز با کنارههای کوهستانی وجود دارد و زمانی این خورها به واسطه بالارفتن اوستاتیک تراز دریا در دوران بعدیخچالی غرق شدند. نمونههای دیگری از این نوع سواحل در جنوب غرب ایرلند (خلیج کری[63] و بانتری[64]) وجود دارد. اصطلاح ریا نسبت به هر گونه دهانه رودخانهای وسیع در خلیجها شامل فیوردها، از کاربرد محدود و کمی برخودار است. با این حال ارجحیت استفاده از اصطلاح مزبور در دانش ژئومورفولوژی دیده میشود.
Further reading
Cotton, C. (1956) Rias sensu stricto and sensu lato, Geographical Journal 122, 360–364.
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RICHTER DENUDATION SLOPE دامنه فرسوده ریشتر (دامنه متعادل)
نوعی دامنه که در محیطهای با شرایط فرین مانند نواحی آلپی یا قطبی عمومیت دارد. این دامنهها به واسطه پسروی پرتگاه پدیدار شده و شیب یکنواختی (مستقیم) را شکل میدهند که از زاویهای برابر با زاویه بقایای واریزه انباشتی برخوردار است. دامنههای فرسوده ریشتر برای اولین بار در سال 1900 توسط ای. ریشتر[65] مورد توجه واقع شد که مطالعاتش را در آلپها دنبال میکرد. بعدها دو تن به نامهای باکر[66] و لهوکس[67] (1952) با ارائه جزئیات بیشتر در مورد شکلگیری دامنههای ریشتر به مدلسازی چگونگی تشکیل این نوع دامنهها پرداختند. تکوین اولیه دامنههای ریشتر ناشی از پدیده ریزش میباشد به گونهای که واریزه حاصل به تدریج از طریق غلتش و سرش به سمت پایین حرکت کرده و تشکیل روکش نازکی را در قاعده دامنه میدهد. پرتگاه مزبور به طور پیوسته پسروی کرده و اغلب سنگ بستر را از وسط قطع میکند، در حالی که قاعده دامنه ممکن است هم با انباشت واریزه مواجه شده ـ که در این صورت پاشنه دامنه بالا میآید ـ و هم به واسطه هوازدگی و یا زدایش واریزه لغزیده، دچار تخریب شود. در نهایت رخنمون آزاد مزبور برچیده شده و منجر به تشکیل یک دامنه هموار با شیب یکنواخت میگردد. این قبیل دامنهها در کوهستانهای ترنسآرکتیک[68] و دره کوئتیلتز[69] واقع در جنوبگان عمومیت دارند.
Reference
Bakker, J.P. and Le Heux, J.W.N. (1952) A remarkable new geomorpholgical law, Koninklijke Nederlandsche Akademie von Wetenschappen B55, 399–410, 554–571.
Further reading
Selby, M.J. (1982) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIDGE AND RUNNEL TOPOGRAPHY - توپوگرافی پشته و آبرو
توپوگرافی پشته و آبرو از یک سری پشتهها و گودالهای جزر و مدی متناوب تشکیل میشود. این توپوگرافی نوعا بر روی پلاژهای شنی واقع در سواحل با باد محدود و جزر و مد بزرگ به چشم میخورد. شمار پشتهها (و آبروها) بالغ بر 3 تا 6 عدد بوده، ارتفاع آنها بین 5/0 تا 1 متر و فاصله میان دو پشته بین 50 تا 100 متر در نوسان است. با این که شیب پشتهها و آبروها در منطقه جزرو مدی کم و تقریبا برابر با 015/0 میباشد ولی به سمت دریا این میزان افزایش یافته و ممکن است به 05/0 برسد. بروز امواج طوفانی موجب تسطیح و حتی تخریب مورفولوژی پشتهها میشود. از سوی دیگر غلبه امواج آرام موجب تجمع پشتهها و تقویت جابهجایی آنها به سمت خشکی میگردد. توپوگرافی پشته و آبرو نسبتا ثابت بوده و میزان مهاجرت پشتههای شنی به ندرت از 1 متر تجاوز میکند.
پیشتر گمان میشد که پشتههای مزبور در قالب پشتههای ناشی از یورش امواج و در خلال شرایط کشندی ثابت تکوین مییابند. با این حال این فرضیه مورد ظن بوده و احتمال بیشتری وجود دارد که پشتههای مزبور ناشی از امواج شکنا باشند. منشأ این پشتهها و آبروها هر چه که باشد توپوگرافی مزبور در خلال یک دوره کشندی دستخوش یک رشته فرایندهای هیدرودینامیکی میشود که شامل هجوم امواج به سمت ساحل، خیزاب و فرایندهای مربوط به امواج کمژرفا میباشد. بسته به حاکمیت امواج یا جزر و مد و نیز موقعیت پشتهها بر روی ساحل، عوارض مزبور تا درجات مختلفی تحت تاثیر این فرایندهای هیدرودینامیکی قرار خواهند گرفت.
در ادبیات آمریکایی مربوط به سواحل گاهی اوقات به مجموعه پشتههای متصل به هم که متعاقب فرسایش طوفانی (رجوع شود به واژه ساحل[70]) تکوین مییابند نیز پشته و آبرو اطلاق میشود. این استفاده از واژه "توپوگرافی پشته و آبرو" نامناسب بوده و بایستی از آن اجتناب ورزید.
Further reading
Orford, J.D. and Wright, P. (1978) What’s in a name? – descriptive or genetic implications of ‘ridge and runnel’ topography, Marine Geology 28, M1–M8.
GERHARD MASSELINK (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIEDEL SHEAR - برش ریدل
برش ریدل اشاره به گروه درهمبافتهای از گسلهای نردبانی دارد که در طول مراحل اولیه فرایند برش توسعه مییابند. این مجموعه گسلی از زوایه میلی تقریبا برابر با 15 درجه (برش R یا درزهای ترکیبی) و 75 درجه (برشهای R یا درزهای ناهمخوان) نسبت به مرز منطقه جابهجایی اصلی (PDZ) برخوردار است. شکلگیری مناطق با برش ریدل در ارتباط با رژیمهای گسلی شیبلغز بوده و متشکل از عناصر درز و گسلی هستند که با خصوصیات فیزیکی معمول مناطق برشی شکننده (مانند سطوح صیقلی، خطوط صیقلی، گوژ و یا برش و درزهای متعدد) مشخص میشوند، گرچه برخی دیگر از آنها ممکن است به شکل نوارها و یا مناطق دگرشکلی ظاهر شوند (دیویس[71] و همکاران، 2000). برشهای ثانویه نردبانی ترکیبی یا ناهمخوان، موسوم به برشهای نوع P، ممکن است به واسطه توسعه سیستم برشی ریدل شکل بگیرند، هر چند که این نوع برشها گاهی اوقات ممکن است قبل از برشهای نوع R یا همزمان با آنهاپدیدار شوند. برشهای دیگری که در ارتباط با برش ریدل بوده و کمتر ممکن است پدیدار شوند عبارت از برشهای نوع Y و درزهای نوع T است. برش ریدل برای اولین بار توسط کلوس[72] و ریدل[73] و در خلال مطالعات ایشان بر روی دگرشکلی رس کیکگونه مشاهده گرذید.
References
Cloos, H. (1928) Experimenten zur inneren Tektonic, Centralblatt fur Mineralogie, Geologie und Paleontologie 1928B, 609.
Davis, G.H., Bump, A.P., Garcia, P.E. and Ahlgren, S.G. (2000) Conjugate Riedel deformation band shear zones, Journal of Structural Geology 22(2), 169–190.
Riedel, W. (1929) Zur mechanic geologischer bruderscheinungen, Centralblatt fur Mineralogie, Geologie, und Paleontologie 1929B, 354.
SEE ALSO: shear and shear surface
STEVE WARD (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIFT VALLEY AND RIFTING - دره ریفتی و ریفتزایی
درههای ریفتی گودالهای درازی در سطح زمین هستند که در نتیجه کشش در پوسته و گوشته بالایی شکل میگیرند. بسیاری از درههای ریفتی به اندازهای بزرگ هستند که به آسانی از فضا رویت شده و از شکافهای بزرگی که قارهها را از وسط بریدهاند، متمایز هستند (لوحه 95). این گونه درهها در سطح زمین کاملا مشخص بوده و جزو عوارض ژئومورفولوژیکی هستند که به آسانی قابل تشخیص بوده و به مدت بیش از یک قرن مورد کاوش و بررسی قرار گرفتهاند. واژه "دره ریفتی" اولین بار توسط گرگوری[74] در قرن نوزدهم برای توصیف ریفت شرق آفریقا (که به ریفت بزرگ یا ریفت گرگوری نیز موسوم است) به کار برده شد. ریفت مزبور از آفار[75] در شمال اتیوپی شروع شده و تا بلانتیر[76] و جنوب دریاچه مالاوی[77] کشیده شده و در کل طولی برابر با 35000 کیلومتر دارد. بیشترین عمق این ریفت در داخل اتیوپی بالغ بر 3 کیلومتر میباشد. از دیگر ریفتهای معروف میتوان به ریفت بایکال[78] در جنوب سیبری مرکزی، ریفت رن[79] اروپا و ریفت ریوگراند[80] در غرب ایالات متحده اشاره نمود.
عکس 95: تصویر ماهوارهای رنگی کاذب مربوط به قسمتی از ریفت آفریقای شرقی که در کنیا واقع شده است. دره ریفتی و سایر رسوبات با رنگ سفید به نمایش درآمدهاند
مورفولوژی ریفتها همواره شبیه یک گودال مرکزی یا دره ریفتی است که از هر دو طرف با بخشهای بالاآمده همراه است. شانههای ریفتها با پلکانی از گسلهای عادی (بیشتر اوقات) که از بزرگی متفاوتی برخوردارند همراه هستند. گسلهای مزبور باعث پیدایش شیب رو به پایین سنگهای زیرین و به سمت گودال مرکزی میشود.
در نمای کلاسیک ساختار یک ریفت به صورت متقارن با یک کف هموار و حاشیههای متشکل از دو گسل به یک درجه بزرگ میباشد که به چنین ساختاری در زبان آلمانی گرابن[81] گفته میشود. این تعبیر از ساختار فوق بیشتر بر این فرض استوار است که صرفنظر از اهمیت پدیدههای فرسایش و رسوبگذاری در تغییر چشمانداز مزبور، تظاهر سطحی یک ریفت همانند ساختار یک گرابن است. کف هموار ریفتی چون ریفت آفریقای شرقی ناشی از رسوبگذاری دریاچهای و رودخانهای است (فراستیک[82] و رید[83]، 1989). شواهد لرزهای از ریفتها در سراسر جهان نشان داده است که ساختار غالب مذکور یک نیمگرابن متقارن است که میزان گسلش یکی از حاشیههای آن نسبت به دیگری شدیدتر است (شکل 132). مکان و خصوصیت گسلهای حاشیهای اصلی تحت کنترل ساختار و خطوط ضعیف موجود در سنگهای قبل ریفتیشدن میباشد. در برخی موارد چند گسل بزرگ با میزان جابهجایی عمودی متجاوز از 2 کیلومتر وجود دارد و در سایر موارد غلبه با گسلهای کوچکتر است. سنگهای مابین گسلهای مزبور به دور از محور ریفت یکسویگی پیدا نموده و تشکیل درههای موازی را بین بلوکهای گسلی شیبدار میدهند. ویژگی دیگر حاشیه گسلی، بالاآمدگی است به طوری که با پایینرفتن کف دره، شانه ریفت بالا آمده و بدینگونه بر وجود پلکان توپوگرافیک صحه میگذارد. عرض درههای ریفتی از کمتر از 30 تا بیش از 200 کیلومتر تغییر میکند. در امتداد حاشیه کمتر گسلشیافته گسلهای کوچکتری هستند که هم به سمت داخل و هم به سمت خارج از محور ریفت تمایل پیدا نمودهاند (گسلهای ناهمخوان و همخوان). بیشتر این گسلها نیز گسلهای کششی هستند که سنگهای قبل ریفتیشدن را به صورت مجموعهای از بلوکهای هورستی[84] (فرازمین) کوچک با درههای میانیشان بریدهاند. گرچه ریفتهای قارهای را در کل میتوان به دیده گودالهای دراز پیوسته نگریست اما نکته جالب این است که ساختار زیرین و تاحدودی تظاهر توپوگرافیک ریفتهای مزبور را میتوان به صورت مجموعهای از حوضههای کوچکتر با طول متغیر از دهها تا صدها کیلومتر تقسیمبندی نمود. در محل آبپخشان میان دو حوضه عناصر ساختمانی متقاطع یا موربی ـ ماهیتی که مورد منازعه است ـ موسوم به مناطق انتقالی متغیر، مناطق تطابق، شیبهای رله، مناطق رله و مرزهای بخشی وجود دارند. در عرض این مناطق، حاشیه حوضه به اشغال گسل اصلی درآمده است که شکل سینوسی به عمیقترین بخش دره در طول محور ریفت بخشیده است.
شکل 132: نمودار شماتیک از مقطع عرضی یک ساختار ریفتی. به عدم تقارن ناشی از پرشدگی حوضه توسط لایههای رسوبی پرضخامت در مجاورت گسل حاشیهای توجه نمایید
منشأ ریفتها موضوعی بوده است که در طول چندین دهه مورد منازعه زیادی واقع شده است. ریفتها در مواضع تکتونیکی گوناگونی ظاهر شده و ممکن است در هر جایی که پوسته زمین در اثر تنش دچار جابهجایی میشود شکل بگیرند. بارزترین شرایط برای بسط این اشکال زمانی است که یک قاره به دو قسمت جدا از هم تقسیم شده و باعث تشکیل اقیانوس جدیدی در وسط این دو قطعه قارهای میگردد (مانند دریای سرخ- خلیج عدن، رجوع شود به گیردلر[85]، 1991)، اما عارضه مزبور در جایی که صفحات به طور جانبی و به شکل ناهمسان از هم دور شده و یا حتی به هم نزدیک میشوند و عرصههای محلی پوسته تحت تنش وارده جابهجا میشوند نیز رخ میدهد (مانند جداشدگی دریای مرده از حوضهاش). برخی از پژوهشگران به طبقهبندی ریفتهایی علاقه نشان میدهند که وابسته به حواشی صفحات سازندهای هستند که منجر به توسعه اقیانوسها میشوند. ریفتهایی نیز که در داخل یک صفحه تکتونیکی قرار داشته و جدا از هم نیستند، موسوم به محیطهای بینصفحهای، مورد توجه این محققین هستند. با این حال تصدیق این دستهبندی دشوار است چرا که ریفتهای قارهای ممکن است در داخل محیطهای بینصفحهای قرار داشته ولی وابسته به گسترش اقیانوسی باشند. این مسئله هم در مورد ریفت بنوئه[86] در سرتاسر آفریقا که در خلال بازشدگی اقیانوس اطلس شکل گرفته است و هم در مورد ریفت آفریقای شرقی که وابسته با بازشدگی دریای سرخ ـ خلیج عدن است صدق میکند (فراستیک، 1997). هر دوی اینها بازوهای گسیخته اقیانوسی هستند که قابلیت تبدیل به پشتههای میاناقیانوسی را داشتند. چنین ریفتهای اقیانوسی گسیخته به اولاکجن[87] موسوماند.
بزرگترین مجموعههای ریفتی دنیا در کف اقیانوس و در مرکز پشتههای میاناقیانوسی واقع هستند. شبکه جهانی پشتههای میاناقیانوسی مهمترین عوارض توپوگرافیک را بر روی سطح زمین تشکیل میدهند و به لحاظ مقیاس حتی از هیمالایا پیشی گرفتهاند. یک پشته تیپیک با عرض 1000 تا 2000 کیلومتر و ارتفاع 2 تا 3 کیلومتر مشخص میباشد. ریفت مرکزی مزبور کانون فعالیت زمینلرزهای و آتشفشانی شدیدی است.
گرچه از این نکته آگاهیم که ریفتها پیامدی از گسترش پوستهای هستند لیکن جر و بحث مفصلی در خصوص دلیل این ناپایداری صورت گرفته است. دلیلش شاید به سلولهای همرفتی در گوشته برمیگردد که باعث جدایش بین مناطق پوسته میشوند یا این که شاید پوسته تحت تنش ناشی از سایر حرکات صفحهای دچار جابهجایی میشود. مکانیسم این پدیده هر چه که هست کشش پوسته زمین جهت تشکیل یک ریفت باعث نازکشدن پوسته میشود که این پدیده شبیه به نازکشدگی تافی نیمهجامد هنگام تکهتکهشدگی است. مواد داغ و کمچگالی گوشته تا نزدیک سطح زمین بالاآمده و منجر به بروز جریان بسیار داغ در داخل و پیرامون ریفتها میشود. تظاهر توپوگرافیک مواد داغی که از لایههای پایین کره زمین بالاآمده و تا نزدیکیهای سطح آن رخنه میکنند ممکن است به شکل توسعه گنبدهای بزرگ و فعالیت آتشفشانی گسترده باشد. توسعه گنبدهای بزرگ برخاسته خصوصیتی است که به مراحل اولیه بازشدگی اقیانوسی مربوط میشود. برای نمونه بررسی توپوگرافی و شبکه زهکشی حاشیه آفریقای غربی یک سری گنبدهایی را آشکار ساخت که قطری برابر با 1000 کیلومتر داشته و قبل از بازشدگی اقیانوس اطلس پدیدار شدهاند (سامرفیلد[88]، 1991). ساختارهای مشابهی در ارتباط با ریفت آفریقای شرقی وجود دارند که در روبیت[89] اتیوپی و ناکورو[90] کنیا تمرکز دارند.
ریفتها اغلب کانونی برای فعالیت آتشفشانی به شمار میآیند که در مرحله ابتدایی تکوین ریفت شروع به فعالیت نموده و ممکن است گسترش بیابند. برای مثال در آفریقای شرقی ناحیهای به وسعت 500 هزار کیلومترمربع پوشیده از سنگهای آتشفشانی مربوط به ریفت بوده و بسیاری از کوههای معروف شامل الوینیولنگای[91]، کلیمانجارو[92] و کنیا آتشفشانی هستند. ماهیت سنگهای آتشفشانی داخل ریفتها مشخص بوده و بیشتر شامل عناصری موسوم به عناصر فرار[93] (به ویژه دیاکسیدکربن و هالوژن) میباشد. انواع سنگها شامل بازالتها، تراکیتها، توفها و کربناتها هستند. نمکهایی که از این سنگها شسته میشوند ممکن است در تکوین دریاچههای نمکی مانند دریاچههای ناترون[94] و ماگادی[95] شرکت داشته باشند.
توپوگرافی جدیدی که از توسعه یک دره ریفتی در خشکی قارهای منتج میشود به طرق مختلف بر هیدرولوژی، اقلیم و اکولوژی آن تاثیر خواهد گذاشت. وقوع بالاآمدگی در امتداد حواشی ریفت باعث کاهش دمای محیط و افزایش بارش میشود در حالی که مرکز ریفت موردنظر گرم مانده و ممکن است بسته به عرض جغرافیایی ریفت، خشکتر باشد. کنارههای ریفت اغلب محلی برای نشو و نمو گیاهان آبدار و معتدل میباشد که ممکن است در مناطق حاره تشکیل جنگلهای بارانی را بدهند. هم توپوگرافی و هم تضاد زیستگاهی موجود در گستره دامنه تا ته دره به عنوان سدی در برابر مهاجرت جانوران و تا حد کمتری گیاهان عمل مینمایند. محیط نسبتا منزوی کف دره ریفتی پهنهای است که نقش بیهمانندی در تحولات انسانی بازی کرده است. اکنون اجماع گستردهای وجود دارد مبنی بر این که نوع انسان یافتشده در ریفت آفریقای شرقی ـ که کاوش آن عمدتا توسط اعضای خانواده لیکی[96] صورت گرفت ـ نشانی از مراحل بحرانی در تحول انسانها است که پیش از مهاجرت به خارج از آفریقا در این ناحیه اتفاق افتاده است.
تحول مورفولوژی ریفت به طرز نظاممند و موثری باعث گسست در الگوهای زهکشی قارهای پیشین، برگشت، انحراف و تصرف سیستمهای رودخانهای خواهد شد. بسیاری از سیستمهای زهکشی قارهای مربوط به قبل از پیدایش ریفتها شامل تعداد محدودی رود بسیار بزرگ و کهن هستند که از یک شبکه کاملا یکپارچهای از رودها و زهکشهای کوچکتر تغذیه نموده و به سمت نزدیکترین حاشیه اقیانوسی در حال زهکشی هستند. اثر ریفت اولیه به جهتگیری ساختار جدید نسبت به سیستم رودخانهای حاضر بستگی خواهد داشت. چنانچه ریفت مورد نظر در جهت زهکشی اصلی کشیده شده باشد احتمال دارد همه یا قسمتی از سیستم رودخانهای محلی تحت تصرف قرار گیرد. در مقابل ریفتی که شبکه زهکشی قبلی را قطع مینماید اغلب باعث بروز مقاطع انحرافی و برگشتی در آن میگردد. قسمتهای گنبدی یک ریفت اثر ویژهای بر انحراف شبکه زهکشی داشته و با توسعه الگوی شعاعی رود باعث میشوند که همه رودهای محلی و کوچک در خارج از حوضه ریفتی مزبور انحراف یابند. زمانی که ساختار مذکور توسعه بیشتری یافته و گسلها شروع به بریدن سطح زمین به صورت یک سری پشته میشوند با تنظیمات جدیدی روبهرو خواهیم شد. بالاآمدگی و یکسویگی بلوکهای گسلی باعث پیدایش سیستمهای رودخانهای جدیدی میشود که در امتداد فرورفتگی (زین اسبی)[97] مابین دو بلوک گسلی همسایه زهکشی نموده و از کنار مرکز حوضه میگذرد. بسیاری از این رودخانههای کنارگذر سرانجام از طریق بخشهای انتقالی که در آن افت قائم گسل کناری به صفر تنزل مییابد به محور ریفت دسترسی پیدا میکنند (برای نمونه به رود کریو[98] در شمال کنیا توجه نمایید که توسط فراستیک و رید در سال 1987 تشریح گردیده است).
در بعضی از ریفتها موانع توپوگرافیک باعث بستهشدن حوضه زهکشی و تشکیل دریاچه میشود. دریاچههای بایکال، تانگانیکا و مالاوی از این نوع هستند. میزان شوری آب این دریاچهها بسته به شرایط زمینشناختی و آتشفشانی پیرامون خود از بسیار شور تا شیرین متفاوت است. در سایر ریفتها نظیر رن و بنوئه دریاچهای وجود نداشته و رودهای محوری در طول دره ریفتی مورد نظر مشغول زهکشی هستند. پرتگاههای گسلی حاشیهای توسط مخروطهای آبرفتی قطع گردیده و این مخروطها رودها و دریاچههای حوضه ریفتی را به لحاظ آب و رسوب تغذیه مینمایند.
با فرونشینی کف حوضه ریفتی حواشی بالاآمده به طور تصاعدی فرسایش یافته و رسوبات در دره ریفتی با سرعتی که به شرایط اقلیمی و هیدرولوژیکی وابسته است انباشت خواهند شد. رسوباتی که در خلال ریفتشدگی انباشت میگردند معمولا به رسوبات" Synrift" موسومند. در ابتدا پایینترین نواحی دره آن هم عموما با رسوبات دریاچهای و رودخانهای پر میشوند. در مراحل بعدی توسعه ریفت به صورت یک اقیانوس اولیه ممکن است آب دریا به داخل دره ریفتی رخنه کرده و کل پهنه مزبور به صورت یک خلیج دریایی بزرگ که ارتباطی نامشخص با اقیانوس دارد، درآید. این پدیده ممکن است منجر به تجمع رشتههای نمکی ضخیم در موقع تبخیر آب دریا گردد. چنانچه این پرشدگی باعث توسعه تودههای گوهای شکل رسوبات ریفتی شده و فرونشینی دره نیز متوقف شود دره مزبور در پایان خصوصیات توپوگرافیک خود را از دست خواهد داد. امروزه در داخل ریفتها شاهد جریان فرونشست و پیشرفت گوههای رسوبی هستیم که بر روی یکدیگر قرار گرفتهاند. طی زمان زمینشناختی ممکن است در داخل ریفتها کیلومترها رسوب روی هم انباشت گردد.
ریفتهای قارهای شرایط مساعدی را جهت توسعه شماری از نهشتهای اقتصادی که در سایر قسمتهای قارهها کمیاب هستند عرضه میدارند. برخی از ریفتها دربرگیرنده رسوباتی هستند که ممکن است مخازنی برای تولید و تلهاندازی نفت و گاز در مقادیر بالا بوده و تاریخ درست دفن این مواد را معین سازند (برای مثال نفت و گاز دریای شمال مربوط به ریفت دوره ژوراسیک است). نمکهایی تجمعیافته در دریاچههای شور و آب دریا در برخی جاها مورد استخراج واقع میشوند. برای مثال تأسیسات واقع در منطقه ریفتی دریای مرده قسمت اعظم برم دنیا را تأمین مینماید. گذشته از این شن و ماسههای رودخانهای انباشت شده در این حوضهها میتواند منبع مهمی برای مصالح ساختمانی باشد و این در صورتی است که ریفت مزبور به قدر کافی نزدیک مرکز جمعیتی در حال توسعه باشد.
شاید منظره تماشایی ریفتها برجستهترین ویژگی آنها بوده و به همین خاطر برخی از آنها به صورت مراکز توریستی جالبی درآمدهاند. یک نمونه خوب در این زمینه همانا دره مرگ در غرب ایالات متحده است که در آن جا شرایط بیابانی باعث توسعه ضعیف پوشش گیاهی شده و ژئومورفولوژی برجسته دره حتی از دید غیرحرفهایها پنهان نمیماند.
References
Frostick, L.E. (1997) The East African Rift basins, in R.C. Selley (ed.) African Basins. Sedimentary Basins of the World, 3, 187–209, Amsterdam: Elsevier.
Frostick, L.E. and Reid, I. (1987) Tectonic controls of desert sediments in rift basins ancient and modern, in L.E. Frostick and I. Reid (eds) Desert Sediments: Ancient and Modern, Geological Society Special Publication 35, 53–68.
Frostick, L.E. and Reid, I. (1989) Is structure the main control on river drainage and sedimentation in rifts? Journal of African Earth Sciences 8, 165–182.
Girdler, R.W. (1991) The Afro-Arabian rift system – an overview, Tectonophysics 197, 139–153.
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, 424–425, Harlow: Longman.
Further reading
Frostick, L.E., Renaut, R.W., Reid, I. and Tiercelin, J.J (eds) (1987) Sedimentation in the African Rift, Geological Society Special Publication 25, Oxford: Blackwell Scientific.
Hovius, N. and Leeder, M.R. (1998) Clastic sediment supply to basins, Basin Research 10, 1–5.
Miall, A.D. (1996) The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology, Berlin: Springer Verlag.
Selley, R.C. (1997) African Basins. Sedimentary Basins of the World, 3, Amsterdam: Elsevier.
LYNNE FROSTICK (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RILL - - شیار، جویچه
در آغاز رویداد بارش آب بارانی که بر روی یک دامنه سقوط میکند شروع به "حوضسازی"[99] مینماید یعنی جریان سطحی در اثر نیروی ثقل با حرکتی نسبتا آرام بر روی سطوح نامنظم خاک ("میکروتوپوگرافی"[100] خاک) دویده و به سمت گودیهای بسته روان میگردد. گرچه مقداری از این آب ذخیره شده به صورت نفوذ به داخل خاک برای همیشه از دست میرود اما این "مخازن توقف"[101] به تدریج از آب پر میشوند. در این ضمن چنانچه شدت بارش متوسط یا زیاد باشد هر قطره بارانی که با سطح بیحفاظ خاک برخورد مینماید از انرژی جنبشی کافی برای جدایش ذرات خاک برخوردار گردیده (به واژههای اثر قطرهبارانی[102]، پاشمان[103] و شستشو[104] رجوع نمایید ) و بنابراین بر روی سطح خاک بازتوزیع خواهد شد. با این حال خاک داخل حوضهای آب عمدتا از اثرات قطرات باران محافظت میشود. در نتیجه، بازتوزیع پاشمان باران در خلال یک طوفان معمولا با افزایش مساحت و عمق آب سطحی رو به کاهش میگذارد. با این که یک حرکت تودهای از خاک پاشمانیشده به سمت پایین دامنه وجود دارد اما در کل این حرکت کوچک میباشد.
در صورت تداوم بارش و پیشیگرفتن مقادیر آب حاصل از بارندگی بر مقادیر نفوذ سرانجام حوضهای واقع بر روی سطح خاک با پدیده سرریزشدگی روبهرو خواهند شد. جریان سطحی آزاد شده از حوضهای پرشده به سمت پایین دامنه ممکن است سریعتر و بیشتر (به عبارتی دارای انرژی جنبشی بیشتر) از جریان پخششده و راهیافته به داخل گودیها باشد: از این رو ممکن است جریان مزبور از کفایت لازم برای انتقال ذرات خاک پاشمانیشده به داخل حوضها برخوردار شود (بحث مربوط به منحنی سنجه رسوب[105] را ببینید). این ذرات خاک قادرند مسافت چندی را بپمایند و تنها زمانی نهشته میشوند که سرعت جریان کاهش بیابد (برای مثال به خاطر کاهش شیب یا حضور پوشش گیاهی).
جریانی که هنوز از انرژی جنبشی بیشتری برخوردار است تنش برشی لازم برای جداسازی ذرات خاک را ایجاد خواهد کرد. متعاقب آن این ذرات همراه با ذرات پاشمانیشده داخل رسوبات انتقال خواهند یافت. در مکانهایی که چنین جدایشی رخ میدهد از ارتفاع سطح خاک به میزان ناچیزی کاسته میگردد. این قبیل پهنههای پستشده مسیرهایی را شکل میدهند که جریانات بعدی آنها را در اولویت قرار داده و از این رو باعث فرسایش بیشتر این راهروها میشوند. این بازخورد مثبت (به واژه سیستمها در ژئومورفولوژی[106] رجوع کنید) و نسبتا سریع به بروز جریان تمرکزیافته کوچک و خطی (فاویس- مورتلاک[107]، 1998) موسوم به "شیارچهها"[108] یا "ردها"[109] میانجامد که از عرض و عمقی در حد چند میلیمتر برخوردار هستند.
بسیاری از شیارچهها در نهایت به واسطه رسوبگذاری در داخل خود شیارچه اثربخشی خود را از دست خواهند داد. با این حال زیرمجموعهای از شیارچهها که در موقعیت بهتری قرار دارند ممکن با رشد بیشتر تبدیل به شیارهایی شوند که حداکثر عرض و عمقشان به چند ده متری برسد. این فرایند رقابت بین کانالهای منفرد به تشکیل خودسازمانده (به واژه پیچیدگی در ژئومورفولوژی[110] رجوع شود) شبکههایی از شیارچهها و شیارها میانجامد. شبکه شیارها واقع بر روی خاکهای طبیعی به لحاظ شکل، تمایل به الگوی شاخهدرختی (به واژه الگوی زهکشی[111] رجوع شود) دارند اما در خاکهای کشاورزی الگوی این شبکهها به واسطه جهت کشت محدود میشود. این قبیل شبکهها از لحاظ هیدرولیکی گذرگاههای موثری برای انتقال آب دامنهها فراهم میسازند. با این حال چنانچه از قدرت رقابتی جریان مزبور کاسته شود رسوب در حال انتقال در داخل شبکه شیاری ممکن است بعد از طی مسافت کوتاهی تحت فرایند رسوبگذاری مجددد قرار گیرد (در صورت تغییر شرایط جریان طی همان رویداد بارشی ممکن است این رسوبات دوباره تحت فرایند برداشت قرار گیرند یا این که ممکن است این فرایند در طول یک رویداد بارشی بعدی اتفاق بیفتد). این احتمال هم وجود دارد که رسوب مزبور پس از طی مسافتی چند حتی از قلمرو اولیه خود خارج شده و به داخل یک خندق یا آبراهه همیشه جاری (به واژه آبراهه رتبه یک[112] رجوع شود) وارد شود. به هر حال با خاتمه بارش جریان درون شبکه شیاری به تدریج قطع خواهدشد: تمامی رسوباتی که در آن زمان به خصوص در حال نقل و انتقال هستند با وقوع این حادثه در داخل خود شبکه مزبور تحت فرایند رسوبگذار ی مجدد قرار خواهند گرفت.
شبکههای شیاری واقع بر روی زمینهای کشاورزی به طور منظم توسط عملیات کشت و زرع زدوده شده و باز پدیدار میشوند (به واژههای فرسایش ورقهای[113]، جریان ورقهای[114] و شستشوی ورقهای[115] رجوع شود). با این حال شبکههای شیاری در چشماندازهای طبیعی دوام داشته و ممکن است بروز چنین شیارهای جدی در دامنه به مرور زمان باعث تشکیل هزاردره[116] شود.
بنابراین یک دامنه فرسایشی معمولا دربردارنده یک شبکه آبراههای با جریان غالب است که در آن فرسایش شیاری رخ داده و این شیارها از طریق سطوح بینشیاری از هم جدا میشوند. در این جا فرایندهای غالب عبارت از پاشمان باران و جریان پراکنده است. هدررفت خاک از این پهنهها به فرسایش بینشیاری موسوم است. با این حال فرسایش شیاری نسبت به فرسایش بینشیاری عامل موثرتری در برداشت و حمل خاک بوده و در بسیاری از بخشهای دنیا زیرفرایند مسلط فرسایش آبی در دامنهها محسوب میشود (دی پولی[117]، 1983). مرزهای بین فرسایش شیاری و بینشیاری بر روی دامنهها اغلب نامشخص بوده و دائما در حال جابهجایی است. توجه داشته باشید که در بعضی شرایط ممکن است میان جریان زیرسطحی و توپوگرافی دامنه به لحاظ میزان اهمیت در تعیین مکان ازسرگیری یا توسعه فرسایش آبراهه و در مناطق با خاکهای خیلی عمیق مانند ساپرولیتهای استوایی رقابتی درگیرد (به واژه آب زیرزمینی[118] رجوع شود).
متوسط سرعت جریان در داخل شیارهای منفرد معمولا بین 1 تا 10 سانتیمتر در ثانیه است. جالب این که شواهدی وجود دارد مبنی بر این که در شیارهای فعال از نظر فرسایش سرعت جریان مستقل از شیب شیار است: این امر ممکن است به خاطر افزایش جزئی و جبرانی ناهمواری در داخل شیارهای پرشیب باشد (نیرینگ[119] و همکاران، 1997). نمودارهای سرعت ـ عمق و الگوهای مسطحاتی سرعت در داخل شیارها به لحاظ کمی شبیه آنهایی هستند که در کانالهای بزرگتر وجود دارد. با این که شاهد سرعتهای متفاوتی در امتداد شیارها هستیم اما مقادیر سرعت و شستشو در "رأس بریدگیها"[120] افزایش مییابد (اسلاتری[121] و بریان[122]، 1992) این محلها بریدگیهایی در طول شیب کانال هستند (همانند آن چه که اغلب در حد بالادست هر شیار دیده میشود). هدکتها (رأس بریدگی) با فرسایش رأس خود تمایل دارند که به آرامی به سمت بالادست حرکت نمایند.
References
De Ploey, J. (1983) Runoff and rill generation on sandy and loamy topsoils, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 46, 15–23.
Favis-Mortlock, D.T. (1998) A self-organising dynamic systems approach to the simulation of rill initiation and development on hillslopes, Computers and Geosciences 24(4), 353–372.
Nearing, M.A., Norton, L.D., Bulgakov, D.A.,
Larionov, G.A., West, L.T. and Dontsova, K. (1997) Hydraulics and erosion in eroding rills, Water Resources Research 33(4), 865–876. Slattery, M.C. and Bryan, R.B. (1992) Hydraulic conditions for rill incision under simulated rainfall: a laboratory experiment, Earth Surface Processes and Landforms 17, 127–146.
Further reading
Abrahams, A.D., Li, G. and Parsons, A.J. (1996) Rill hydraulics on a semiarid hillslope, southern Arizona, Earth Surface Processes and Landforms 21(1), 35–47.
Brunton, D.A. and Bryan, R.B. (2000) Rill network development and sediment budgets, Earth Surface Processes and Landforms 25(7), 783–800.
Bryan, R.B. (1987) Processes and significance of rill development, Catena Supplement 8, 1–15.
Merritt, E. (1984) The identification of four stages during microrill development, Earth Surface Processes and Landforms 9, 493–496.
Rauws, G. and Govers, G. (1988) Hydraulic and soil mechanical aspects of rill generation on agricultural soils, Journal of Soil Science 39, 111–124.
SEE ALSO: erodibility; erosivity; runoff generation; sheet erosion, sheet flow, sheet wash; soil erosion; universal soil loss equation
DAVID FAVIS-MORTLOCK (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIND, WEATHERING - پوسته هوازدگی
پوستههای هوازدگی عبارت از مناطق با دگرش شیمیایی بر روی قسمتهای بیرونی سنگها هستند. در برخی موارد، نه همه آنها، یک اختلاف رنگ مشخص این بخش دارای هوازدگی شیمیایی شدید را برجسته میسازد. پوستههای هوازدگی به لحاظ نقشی که در فرایندهای هوازدگی و توسعه اشکال هوازده مانند سطوح سخت[123] دارند و نیز به خاطر کاربردشان در تعیین سن لندفرمها در ژئومورفولوژی حائز اهمیت هستند. پوستههای ابسیدین هیدراته شده با این امر در ارتباط هستند.
یک پوسته هوازدگی تنها یک بخش با دگرش شیمیایی در قسمت خارجی یک خردهسنگ نیست؛ پوستههای هوازدگی نمایشی از بازتوزیع عناصر هستند. در بعضی از پوستهها غلبه با افزایش آهن است در حالی که در برخی دیگر شاهد تهیشدگی کاتیونهای متحرکی چون کلسیم و سدیم هستیم. فرایندهای گوناگونی در تکوین پوستههای هوازدگی دخالت دارند. برای مثال فرایند انحلال باعث ایجاد فضای خالی در داخل سنگ شده و لزوما تغییری در رنگ سنگ پدید نمیآورد. در مقابل اکسیداسیون آهن باعث ایجاد نوارهای رنگپریده میشود. نمود این بخشهای تغییریافته به لحاظ رنگ بسته به موقعیت اکسیداسیون و نوع سنگ متفاوت است. برای نمونه ممکن است پوستههای واقع در دامنههای بالادست آتشفشان موناکی[124] به صورت سفیدرنگ ظاهر شوند ولی آنهایی که در دامنههای پاییندست هستند ظاهری نارنجیرنگ داشته باشند، حال آن که همه آنها مربوط به یک نوع سنگ آن هم از جنس بازالت میباشند (لوحه 96). آندزیتهای واقع در ژاپن ممکن است قهوهای تا خاکستری کمرنگ به نظر برسند (ماتسوکورا[125] و همکاران، 1994) وپوستههای ماسهسنگی واقع در نیوزیلند ممکن است نمود نسبتا سفیدرنگی داشته باشند (نوئفر[126]، 1988).
عکس 96: پوسته هوازدگی توسعهیافته در یک بازالت یخچالی صیقلی واقع در موناکی هاوایی. این پوسته در یک دوره 16 هزارساله تکوین یافته است. عکس سمت چپ یک نمونه دستی از پوسته هوازدگی را نشان میدهد که با چشم غیرمسلح قابل رویت است. تصویر سمت راست بخش کوچکی از پوسته مزبور را در زیر میکروسکوپ الکترونی نشان میدهد که سه جنبه از تکوین پوسته هوازدگی را به تصویر کشیده است. نخست پدیده انحلال کانیها که تشکیل پوسته هوازدگی را تحت نفوذ خود دارد و نمونه آن را به صورت منافذ موجود (نقاط سیاه) مشاهده مینمایید. دوم لکههای سفید داخل تصویر که حاصل تهنشست مجدد هیدروکسیدهای آهن هستند. سوم این که افزایش ضخامت پوستههای هوازدگی در طول زمان گریزناپذیر نیست. بیشتر اوقات پوستههای مزبور در صورت عدم محافظت توسط پوششهای سنگی به صورت کانیهای هوازده دچار تخریب شده و با گذشت زمان از هم جدا میگردند
پوستههای هوازدگی در همه انواع سنگهای آذرین (مانند آندزیت، بازالت و گرانیت)، رسوبی (مانند ماسهسنگ) و دگرگونی (شیست) شکل میگیرند. این پوستهها در مکانهای بسیار گوناگون و در محیطهای معتدل، استوایی، شمالگان و خشک از جمله هاوایی (جکسون[127] و کلر[128]، 1970)، مجاور ایالات متحده (کلمن[129] و پیرس[130]، 1986)، نیوزیلند (چین[131])، ژاپن (ماتسوکورا و همکاران، 1994) و شمال اروپا (دیکسون[132] و همکاران، 2002) یافت میشوند. پوستههای هوازدگی در مواد آواری واقع در سطح و داخل نیمرخ خاک دیده میشوند (چین، 1981؛ نوئفر، 1988).
کاربرد عمده پوستههای هوازدگی در ژئومورفولوژی همانا در برآورد سن لندفرمها و سطوح چشماندازها میباشد (چین، 1981). این روش بر این فرض استوار است که به محض جاگیری سنگ میزبان، پوستههای هوازدگی شروع به شکلگیری نموده و به مرور زمان بر ضخامت آنها افزوده میشود (نوئفر، 1988). از این رو این پوستهها از یک سو به عنوان شاخص سن نسبی عمل نموده و پوستههای ضخیمتر نشانگر لندفرمهای قدیمیتر است و از دیگر سو در صورت وجود صور صحیح واسنجی سنی در محل مورد مطالعه به عنوان شاخص سن واسنجیشده مفید هستند. پیش از رواج استفاده از نوکلیدهای کیهانزایی[133] (به واژه سنگذاری کیهانزایی[134]رجوع شود) استفاده از پوستههای هوازدگی در تحقیقات کواترنری و جایی که اشکال مورنی، پهنههای برونشست یخچالی و سایر لندفرمها در ارتباط با تغییرات اقلیمی هستند، رایج بود (کلمن و پیرس، 1981). ضخامت بخش تغییر رنگ یافته در شماری از آوارهای داخل یک نهشته معمولا با یک کولیس و به صورت عمود بر سطح مورد نظر اندازهگیری میشود. تمایز بین گروههای ضخامت در میان نهشتهها و سطوح مختلف با استفاده از روشهای آماری صورت میگیرد.
از آن جایی که اغلب چنین برداشت میشود که پوستههای هوازدگی مترادف با تغییر رنگ هستند تاکید میکنیم که بررسی پوستههای مزبور به چند دلیل نبایستی محدود به اندازهگیری تغییرات رنگ باشد. اول این که یک پوسته هوازده ممکن است بدون هر گونه تغییر رنگ برجستهای ظاهر شود. دوم، تغییر رنگ تنها یکی از نشانههای هوازدگی است؛ بررسیهای میکروسکوپی نشان میدهد که بخش هوازدگی شیمیایی در زیر بخش تغییر رنگ یافته و تا داخل سنگ مورد نظر نفوذ مینماید. سوم، گرچه پوستههای هوازدگی جزو پوششهای سنگی[135] محسوب نمیشوند اما یک آوار منفرد ممکن است هم یک پوسته هوازدگی و هم یک پوشش سنگی را به معرض نمایش بگذارد (ماتسوکورا و همکاران، 1994) که تمایز میان این دو بر روی زمین همیشه میسر نیست. چهارم، در جایی که پوستههای هوازدگی تحت حفاظت پوششهای سنگی نیستند خردهکانیهای هوازده به سهولت تحت فرایند فلسریختگی قرار میگیرند.
تحقیقات در زمینه پوستههای هوازدگی به سمت ابعاد انگیزشی جدیدی در حال بسطیابی است. در حال حاضر از خصوصیات فیزیکی و شیمیایی پوستههای هوازدگی در کمک به تشخیص فرایندهای هوازدگی شیمیایی در یک ناحیه یا منطقه معین بهره گرفته میشود (دیکسون و همکاران، 2002). استفاده از نوکلیدهای کیهانزایی به عنوان روش تاریخگذاری باعث اهمیتیابی بیشتر تحلیل پوستههای هوازدگی شده است. عدم قطعیت مهمی که در تاریخگذاری کیهانزایی وجود دارد تاریخ ظهور قبلی یک نمونه احتمالی را تحت احاطه خود قرار میدهد. به خاطر این که در تحلیل نمونهها قیمت هر اندازهگیری کیهانزایی حدود 2000 دلار آمریکا است بنابراین اندازهگیری با پوستههای هوازدگی بر پایه این احتمال که یک نمونه ویژه شاید از یک تاریخ ژئومورفیک پیچیدهای برخوردار باشد، میتواند یک بررسی میدانی ارزانقیمتی را برایمان فراهم سازد. به علاوه اندازهگیری کانیهای هوازده داخل پوستهها در محل، دریچههای نوینی پیش روی اندازهگیری کمی هوازدگی قرار میدهد؛ نمونهای از کاربرد این روش را میتوان در تصدیق مقادیر تجزیه شیشه در بلندمدت که با هدف آگاهی از مخاطرات ژئومورفولوژیکی مرتبط با مخازن زباله اتمی در حال انجام است، مشاهده کرد (گوردون[136] و برادی[137]، 2002).
References
Chinn, T. (1981) Use of rock weathering-rind thickness for Holocene absolute age-dating in New Zealand, Arctic and Alpine Research 13, 33–45.
Colman, S.M. and Pierce, K.L. (1986) Glacial sequence near McCall, Idaho: weathering rinds, soil development, morphology, and other relative-age criteria, Quaternary Research 25, 25–42.
Dixon, J.C., Thorn, C.E., Darmody, R.G. and Campbell, S.W. (2002) Weathering rinds and rock coatings from an Arctic alpine environment, northern
Scandinavia, Geological Society of America Bulletin 114, 226–238.
Gordon, S.J. and Brady, P.V. (2002) In situ determination of long-term basaltic glass dissolution in the unsaturated zone, Chemical Geology 90, 115–124.
Jackson, T.A. and Keller, W.D. (1970) A comparative study of the role of lichens and ‘inorganic’ processes in the chemical weathering of recent
Hawaiian lava flows, American Journal of Science 269, 446–466.
Knuepfer, R.L.K. (1988) Estimating ages of late Quaternary stream terraces from analysis of weathering rinds and soils, Geological Society of America Bulletin 100, 1,224–1,236.
Matsukura, Y., Kimata, M. and Yokoyama, S. (1994) Formation of weathering rinds on andesite blocks under the influence of volcanic gases around
the active crater Aso Volcano, Japan, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering and Landform Evolution, 89–98, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: case hardening; chemical weathering; rock coating
STEVEN J. GORDON AND RONALD I. DORN (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RING COMPLEX OR STRUCTURE - اجتماع یا ساختار حلقوی
گروهی از نفوذیهای نیمهعمیق یا آذرین زیرآتشفشانی شامل دایکهای حلقوی، دایکهای جزئی حلقوی و صفحات مخروطی که از نظر سنگشناسی متغیر بوده ولی دارای ساختار مشخصی هستند. الگوهای برونزد به صورت قوسی، حلقوی، چندگوش و بیضی بوده و قطر متغیری از کمتر از 1 تا 30 کیلومتر یا بیشتر دارند. بیشتر اجتماعات حلقوی بازنمودی از ریشه آتشفشانها و کالدراهایشان هستند. (بودن[138]، 1985: 17)
دایکهای حلقوی عبارت از تودههای ضخیم و تقریبا عمودی از سنگهای آذرین هستند که حلقههای هممرکزی را به دور یک توده نفوذی مرکزی شکل میدهند. این عوارض با فرایندی موسوم به فرونشست دیگی[139] همراه هستند. صفحات مخروطی نازکتر بوده و شکل عمومی آنها به صورت مجموعهای از مخروطهای وارونه میباشد. عوارض مزبور ناشی از فشارهای موجود در پوسته زمین هستند که باعث حرکت رو به بالای ماگما و تشکیل چنین عوارضی میشود. سایر ساختارهای حلقوی وابسته به رویدادهای برخوردی هستند.
Reference
Bowden, P. (1985) The geochemistry and mineralization of alkaline ring complexes in Africa (a review), Journal of African Earth Sciences 3, 17–39.
A.S. GOUDIE (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIP CURRENT - جریان شکافتی
بسیاری از سواحل دنیا با حضور جریانهای قوی و متمرکز رو به دریا موسوم به جریانهای شکافتی مشخص میباشند. واژه مزبور توسط شپارد[140] در سال 1936 جهت تمایز جریان برگشتی از اسامی اشتباه "کشند شکافتی"[141] و "موجبرگشت زیردریایی"[142] معرفی شد که در حال حاضر متاسفانه کاربرد آنها در توصیف جریان شکافتی رواج یافته است. جریانهای شکافتی جزئی جداییناپذیر از گردش سلولی منطقه مجاورساحلی بوده و در حالت ایدهآل شامل دو جریان همگرای تغذیهکننده در امتداد خط ساحلی است که به هم رسیده و به صورت یک گلوی شکافتی سریعرو و باریک به سمت دریا برمیگردند. جریان مزبور در سرتاسر منطقه خیزاب گسترش یافته و با کاهش سرعتش به صورت یک دماغه شکافتی از خط امواج شکنا عبور مینماید. سلول گردشی مذکور با شبکه جریان رو به خشکی ناشی از انتقال توده امواج بین سیستمهای شکافتی همسایه تکمیل میشود (شکل 133الف). جریانهای شکافتی اغلب در داخل کانالهای توپوگرافیکی مشخص واقع در بین میلههای ماسهای (به واژههای میله یا سد شنی[143] و ساحلی[144] رجوع نمایید) برقرار شده و مکانیسم عمدهای برای انتقال آب، رسوبات و آلایندهها به سمت دریا هستند (شکل 133ب). جریانهای مزبور همچنین مخاطره عمدهای برای شناگران بوده و مایه نگرانی است که آگاهی ناچیزی در مورد بسیاری از جنبههای وقوع، زایش و رفتار این جریانها داریم.
شکل 133- الگوهای ایدهآلی از جریان شکافتی و اجزاء آن در ارتباط با الف- چرخش سلولی نزدیک کرانه و گرادیانهای موجـساخت؛ و ب- توپوگرافی میله شنی ساحلی
در کل جریانهای شکافتی در سواحل پراکنده و کاملا صیقلی یافت نمیشوند اما در سواحل ماسهای بینابین واقع در محیطهای ریزکشندی[145] جزئی اساسی به شمار میروند. شورت (1985) سه نوع جریان شکافتی را شناسایی نمود که عبارتاند از: 1- جریان شکافتی افزاینده[146] که در خلال کاهش یا پایداری انرژی امواج به وجود آمده و اغلب از لحاظ توپوگرافیکی محصور شده و سرعت متوسطی تقریبا برابر با 5/0 تا 1 متر بر ثانیه دارد 2- جریان شکافتی فرسایشی[147] که در شرایط افزایش انرژی امواج به وجود آمده و از لحاظ هیدرودینامیکی کنترل میشوند. این نوع جریانهای شکافتی در حال جابهجایی بوده و متوسط سرعت جریان آنها متجاوز بر 1 متر بر ثانیه میباشد؛ 3- ابرجریان شکافتی[148] که در خلیجهای تحت امواج شدید به وجود آمده و با سرعت متوسط بالای 2 متر بر ثانیه ممکن است تا بیش از 1 کیلومتر خارج از کرانه گسترش یابند. تمام جریانهای شکافتی گفته شده با فرسایش موضعی خط کرانه همراه بوده و اغلب باعث ایجاد خلیجهای رژیمی موسوم به ابرپشتههای شنی[149] میشوند. جریانهای شکافتی نسبتا ثابت در مجاورت دماغهها، ریفها و سازههای ساحلی چون موجشکن[150]ها واقع شده و به جریانهای شکافتی تحت کنترل توپوگرافی موسومند.
نخستین محدودیت ما در آگاهی از جریانهای شکافتی همانا دشواری دستیابی به کمیتهای مربوط به یک محیط پرتکاپوست. با این که تلاشهای اولیه در توصیف جریانهای شکافتی (مانند کار مکنزی[151] در سال 1985) عمدتا کیفی بود اما این شناخت صحیح از خلال آنها سربرآورد که جریانهای شکافتی اغلب با فاصلهبندی دورهای در امتداد خط کرانه مشخص بوده و با افزایش ارتفاع امواج از شدت آنها کاسته و بر شمار آنها افزوده میگردد. همچنین جریان آب از بیشترین سرعت در مواقع جزر برخوردار است. مطالعات نظری، آزمایشگاهی و میدانی بعدی با درجات متفاوتی از موفقیت سعی در تبیین این خصوصیات داشتهاند. این در حالی است که در کل این واقعیت پذیرفته شده است که جریانهای شکافتی به عنوان پاسخی در برابر فزونی آب ـ موسوم به موجـساخت[152] ـ توسط امواج شکنا در منطقه کرانه تجمع مییابند. جریان مزبور تحت نفوذ تغییرات ارتفاع امواج در طول خط کرانه است. این تغییرات باعث ایجاد گرادیانهایی در ساختار مزبور میشود که آب را در امتداد کرانه از مناطق با امواج مرتفع به مناطق با امواج کمارتفاع پیش میرانند (بوون[153]، 1969؛ به شکل 133الف رجوع شود).
بنابراین مدلهای موجود در خصوص زایش چرخه سلول شکافتی با درنظر گرفتن این گرادیانهای خط کرانه، ساز و کارهای مختلفی را جهت تبیین این پدیده دخیل کردهاند که میتوان آنها را در سه طبقه جای داد: دسته اول عبارت از مدل برهمکنش موج ـ حاشیه[154] است که شامل تغیییرات موج ناشی از توپوگرافی یکنواخت و یا ساختارهای ساحلی است. برای نمونه شکست موج میتواند باعث ایجاد مناطقی با امواج کوچک و بزرگ شود که جریانهای شکافتی حاصل از آن را میتوان در پشت کانیونهای زیردریایی ناحیه دورکران (شپارد و اینمن[155]، 1950) و بیشتر در مجاورت دماغهها و موجشکنها دید؛ دسته دوم عبارت از مدلهای برهمکنش موج ـ موج[156] هستند. در این باره بر طبق تجارب آزمایشگاهی و نظری (بوون و اینمن، 1969) آشکار شده است که امواج فرعی قادرند امواج لبهای همزمانی را ایجاد نمایند که باعث بروز الگوهای متناوبی از امواج مرتفع و کمارتفاع در طول خط کرانه شود.جریانهای شکافتی در هر برآمدگی دیگری و با فواصل مساوی با طول موج لبهای به وجود میآیند. بالاخره دسته سوم عبارت از مدلهای ناپایداری[157] هستند که اظهار میدارند یکنواختی آرایش کرانه در برابر هر گونه اختلال جزئی ناشی از عوامل هیدرودینامیک یا توپوگرافی ناپایدار بوده و پیشبینی میشود که فواصل جریانهای شکافتی 4 برابر عرض منطقه خیزاب باشد. بایستی تاکید نمود که اعتبار این مدلها مقدمتا محدود به تجارب آزمایشگاهی بوده و صحت و سقم آنها بر روی زمین به قدر کافی معلوم نشده است. شورت و برندر[158](1999) با استفاده از دادههای میدانی در مقیاس جهانی نشان دادند که فواصل جریانهای شکافتی با انرژی امواج منطقهای در ارتباط است. بدینگونه که الگوهای فواصل جریان شکافتی (Lr) در خلال بالاآمدگی آب ساحل غربی (Lr = 500 m)، بالاآمدگی آب ساحل شرقی (Lr = 200 m) و در محیطهای با امواج محدود به طول وزش باد (Lr = 50-100 m) ثابت بود.
بهترین حامی مدل موج ـ حاشیه شخصی به نام سونو[159] (1972) بود. وی دریافت که در یک ساحل متشکل از سدهای شنی متناوب و کانالهای توپوگرافیکی که در معرض ارتفاع یکنواخت امواج خط کرانه هستند پخش ثابت و گسترده انرژی امواج در میان سدهای شنی و شکست موضعی و شدید امواج در طول کانالها باعث ایجاد یک گرادیان سازمند به سمت کانالها شده و بدین ترتیب جریان شکافتی را کنترل مینماید. وجود گرادیانهای سازمند در این حالت تائیدی است بر دادههای میدانی (مانند برندر، 1999) که نشان دادند جریانهای شکافتی توسط کشندها تعدیل میشوند چرا که وجود جریانهای قویتر در مواقع جزر در اثر افزایش پراکندگی امواج که وابسته به عمق کم آب در میان سدهای شنی است، دور از انتظار نیست. بررسیهای میدانی نیز نشان دادهاند که شدت جریانهای شکافتی به طور ثابت از طرف تغذیهکنندهها افزایش یافته و به حداکثر خود در میانه قسمت گلویی جریان میرسد. این شدت در نزدیکی سطح آب بیشتر بوده و در هر چند دقیقه دورههای کوتاهمدت و پرشدتی را تجربه مینماید، نیرویی که احتمال دارد با جنبشهای فروگرانی[160] مانند امواج برشی یا دسته موجها در ارتباط باشد.
References
Bowen, A.J. (1969) Rip currents. 1. Theoretical investigations, Journal of Geophysical Research 74, 5,467–5,478.
Bowen, A.J. and Inman, D.L (1969) Rip currents. 2. Laboratory and field observations, Journal of Geophysical Research 74, 5,479–5,490.
Brander, R.W. (1999) Field observations on the morphodynamic evolution of a low-energy rip current system, Marine Geology 157, 199–217.
McKenzie, P. (1958) Rip-current systems, Journal of Geology 66, 103–111.
Shepard, F.P. (1936) Undertow, rip tide, or rip current, Science 84, 181–182.
Shepard, F.P. and Inman, D.L. (1950) Nearshore water circulation related to bottom topography and wave refraction, Transactions of the American Geophysical :union: 31, 196–212.
Short, A.D. (1985) Rip current type, spacing and persistence, Narrabeen Beach, Australia, Marine Geology 65, 47–61.
Short, A.D. and Brander, R.W. (1999) Regional variations in rip density, Journal of Coastal Research 15(3), 813–822.
Sonu, C.J. (1972) Field observation of nearshore circulation and meandering currents, Journal of Geophysical Research 77, 3,232–3,247.
SEE ALSO: bar, coastal; beach; beach sediment transport; groyne; wave
ROBERT W. BRANDER (مترجم: مرتضی قراچورلو)
RIPARIAN GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی رودکنار
ژئومورفولوژی رودکنار به دینامیک، شکل و ساختار رسوبی مناطق رودکنار میپردازد. تعاریف مختلفی برای مناطق رودکنار ارائه شده است که عبارتند از: مناطق سهبعدی از برهمکنش مستقیم میان اکوسیستمهای خشکی و آبی (گرگوری و همکاران، 1991: 540)؛ مناطقی که گسترهاش از لندفرمهای جریانی اخیرا تجمعیافته و در معرض جریانهای پایین تا مرزهای ناحیهای که در آن زیستوران[161]با پدیده سیلاب سازش مییابند یا تا مرز ساختارهای اجتماعی مشخص که تحت تاثیر سیلاب هستند، امتداد دارد (دیکار[162] و ویگینگتون[163]، 2000: 88)؛ بخشی از زیستکره که تحت حمایت و دربرگیرنده لندفرمهای جریانی اخیر میباشد ... این قسمت در اثر وقوع جریان لبریز[164] دچار سیل یا اشباع میشود (هاپ[165] و اوسترکمپ[166]، 1996: 280). از این تعاریف و سایر توصیفات چنین به نظر میآید که ژئومورفولوژی رودکنار یک بازه از رودخانه بستگی به بزرگی و فراوانی جریان در حال و گذشته (به واژه مفهوم بزرگی- فراوانی[167] رجوع شود)؛ مقدار و گنجایش حمل رسوب توسط رود؛ و شیب و درجه محصورشدگی بازه مورد نظر دارد. در حالی که جریان حال و گذشته و رژیم انتقال رسوب پارامترهایی هستند که مواد منتقلشده به بازه مورد نظر و ایجاد لندفرمها را تحت نفوذ خود دارند اما انرژی رود و توانایی آن در ایجاد و تخریب لندفرمها تحت حاکمیت پارامترهای شیب محلی و میزان محصورشدگی بازه مورد نظر هستند.
نانسون[168] و کروک[169] (1992) جهت بسط یک طبقهبندی ژنتیک از دشتهای سیلابی، کاوشی در خصوص این عوامل کنترلکننده انجام دادند. لازم به ذکر است که نوع دشت سیلابی ارتباط آشکاری با نوع رودی دارد که آن را شکل میدهد. ایشان بر اساس توان عملکردی رود که از طریق قدرت ویژه جریان[170] در مواقع دبی لبریز و مقاومت مواد دشت سیلابی در برابر فرسایش (مواد غیرچسبنده گراولی یا ماسهای؛ مواد چسبنده سیلتی و رسی) مشخص میشود، سه گروه بزرگ از دشتهای سیلابی (با انرژی بالا و مواد غیرچسبنده؛ با انرژی متوسط و مواد غیرچسبنده و با انرژی کم و مواد چسبنده) را مشخص نمودند. ایشان این سه گروه بزرگ را در قالب 30 زیرگروه کوچک از دشتهای سیلابی مختلف تقسیمبندی نمودند. تمایز بین این زیرگروهها بر طبق جزئیاتی بود که در خصوص رسوبات تشکیلدهنده دشت سیلابی، پلانفرم (شکل مسطحاتی) یا الگوی رود، خصوصیات فرسایش و رسوبگذاری و از این رو لندفرمهای موجود بر روی دشت سیلابی و در حواشی رود وجود داشت. اهمیت این طبقهبندی از این جهات بود که در یک اسلوب دینامیک، پیوندی بین فرایند و فرم برقرار کرده و شرح مصوری از لندفرمهای گوناگون متعلق به مناطق رودکنار و تغییرات ماهیت و دینامیسم لندفرمها در دشتهای سیلابی مختلف ارائه داد. بنابراین چنانچه تغییری در فرایندهای کنترلکننده رخ دهد ژئومورفولوژی رودکنار نیز تغییر خواهد نمود. برای نمونه تغییرات اقلیمی، تنظیم جریان و استحکامات دفاعی در برابر سیلاب عواملی هستند که بر رژیم جریان رود و انتقال رسوب و فرسایشپذیری مواد حاشیه کانال تاثیر گذارده و بنابراین ممکن است اثرات آن بر خصوصیات منطقه رودکنار به دور از بازه مورد نظر نیز گسترش یابد (برای نمونه به استیگر[171] و گرنل[172]، 2002 رجوع شود).
در بیشتر تحلیلهای مربوط به فرم و فرایند منطقه رودکنار دیده شده است که پوشش گیاهی در قبال شرایط محیطی حال و گذشته که ناشی از فرایندهای جریانی است نقش بسیار مثبتی ایفا مینماید (برای مثال به هاپ، 1988 رجوع شود). چنین تعبیر شده است که الگوی پوشش گیاهی دشت سیلابی وابسته به نوع و سن لندفرمهای بخش رودکنار میباشد. رودهای مهاجر و مئاندری مثال سادهای را عرضه میدارند. همچنان که رود کنارههای خارجی خمگاه مئاندری را میفرساید پشتههای شنی[173]در کنارههای داخلی خمگاه مورد نظر توسعه مییابند. پس از این که پوشش گیاهی بر روی پشتههای شنی استقرار یافت به تدریج با تغییر شرایط رسوبی، رطوبی، روشنایی و آشفتگی در خلال تجمع و پیوستگی پشتههای شنی با دشت سیلابی مزبور، گونههای گیاهی جایگزین یکدیگر میشوند.
اخیرا تأکید بیشتری روی تأثیر فعال پوشش گیاهی بر ژئومورفولوژی رودکنار صورت گرفته است. برای نمونه گرنل و پتس[174] (2002) طرق زیستی و غیرزیستی تاثیر پوشش گیاهی بر شکل، ساختار رسوبی و دینامیک مناطق رودکنار را مورد ملاحظه قرار دادند. اثرات غیرزیستی شامل تأثیر سیستم ریشه بر فرسایشپذیری رسوبات و مقاومت تاج گیاهی در برابر جریان آب میباشد. ریشهها به لحاظ اهمیتشان در تحکیم رسوبات رودکنار باعث افزایش مقاومت آنها در برابر فرسایش رودخانهای میشوند. هنگامی که منطقه رودکنار به زیر سیل میرود عامل زبری[175] تاج گیاهی در سطوح پوشیده از گیاه میتواند از سرعت جریان کاسته و باعث تقلیل مقدار فرسایش و افزایش میزان رسوبگذاری گردد. این فرایندهای غیرزیستی به لحاظ تأثیر چشمگیرشان بر الگوی فرسایش و رسوبگذاری نتیجتا بر شکل و ساختار رسوبی مناطق رودکنار اثر میگذارند. اهمیت ژئومورفولوژیکی این اثرات غیرزیستی به نوع گونهها، سن و تراکم گیاهان بستگی دارد که با فرایندهای زیستی مختلف در ارتباط میباشند. از آن جایی که در کل رشد گیاهان منطقه رودکنار در مواقع انتشار طبیعی سریعتر است درجه تکثیر گیاهان منطقه رودکنار از طریق بذر یا بازتولید گیاهی مهم میباشد. زمانبندی انتشار از طریق گیاه یا بذر ممکن است تاثیر زیادی بر احتمال استقرار موفق گیاهان داشته باشد چرا که بسیاری از انتشاردهندگان گیاهان منطقه رودکنار از طریق رودخانه انتقال یافته و تهنشین میشوند. برای مثال زمان آزادسازی انتشاردهندگان در ارتباط با اقلیم و رژیم جریان رود میتواند بر دستخوش بودن یا مصون ماندن مکانهای مناسب استقرار گیاهان در برابر جریان یا طغیان رود تاثیر بگذارد. این عامل همچنین ممکن است بر مناسب یا نامناسب بودن شرایط دمایی و رطوبی جهت جوانهزنی و رشد گیاهان جوان تاثیرگذار باشد.
گونههای درختی منطقه رودکنار ممکن است به عنوان مهندسان منطقه مزبور از اهمیت ویژهای برخوردار باشند. گونههای تبریزی و بید قادرند خیلی سریع رشد کرده و از طریق بازتولید گیاهی یا بذر انتشار بیابند. رودخانهها ممکن است تمامی درختان و نیز اجزاء آنها (شاخهها، ترکهها و ریشهها) و بذرها را از جا کنده و پس از انتقال، آنها را در جایی تهنشین سازند. تمامی درختان میتوانند از شناور بودن توسط سیلابها، بهجاگذاری و مدفونشدن در حواشی رود و پشتههای شنی جان سالم به در برده و از طریق جوانهزنی، در خلال یک سال قطعاتی متشکل از بوتههای تازه و بزرگ را شکل دهند. اهمیت این فرایندها برای ژئومورفولوژی رودکنار نه تنها نسبت به گونههای درختی و شرایط محیطی متفاوت است بلکه نسبت به اقدامات مدیریتی درختان نیز فرق میکند. این اقدامات مدیریتی شامل هرس و قطع درختان جهت جلوگیری از ورود بقایای بزرگ درختی[176] به داخل رودها اغلب در راستای ابقاء فرایند انتقال سیلاب در داخل کانال رود انجام میشود. اثر این پدیده بر ژئومورفولوژی و اکولوژی رودکنار دوررس بوده و درک ناچیزی از خصوصیات گوناگون ژئومورفولوژیکی و اکولوژیکی منطقه رودکنار و دینامیسم بالای قسمتهای مصون از این تأثیر در اختیارمان میگذارد (گرنل و همکاران، 1995و 2002).
References
Dykaar, B.B. and Wigington, P.J. (2000) Floodplain formation and cottonwood colonization patterns of the Willamette River, Oregon, USA, Environmental Management 25, 87–104.
Gregory, S.V., Swanson, F.J., McKee, W.A. and Cummins, K.W. (1991) An ecosystem perspective of riparian zones BioScience 41, 540–551.
Gurnell, A.M., Gregory K.J. and Petts G.E. (1995) The role of coarse woody debris in forest aquatic habitats: implications for management, Aquatic Conservation 5, 143–166.
Gurnell, A.M. and Petts, G.E. (2002) Island-dominated landscapes of large floodplain rivers, a European perspective, Freshwater Biology 47, 581–600.
Gurnell, A.M., Piegay, H., Swanson, F.J. and Gregory, S.V. (2002) Large wood and fluvial processes, Freshwater Biology 47, 601–619.
Hupp, C.R. (1988) Plant ecological aspects of flood geomorphology, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patten (eds) Flood Geomorphology, 335–356, New York: Wiley.
Hupp, C.R. and Osterkamp, W.R. (1996) Riparian vegetation and fluvial geomorphic processes, Geomorphology 14, 277–295.
Nanson, G.C. and Croke, J.C. (1992) A genetic classification of floodplains, Geomorphology 4, 459–486.
Steiger, J. and Gurnell, A.M. (2002) Spatial hydrogeomorphological influences on sediment and nutrient deposition in riparian zones: observations from the Garonne River, France, Geomorphology 49(1), 1–23.
Further reading
Gurnell, A.M., Hupp, C.R. and Gregory, S.V. (eds) (2000) Linking hydrology and ecology, Hydrological
Processes, Special Issue 14, 2,813–3,179.
Stanford, J.A. and Gonser, T. (eds) (1998) Rivers in the landscape: riparian and groundwater ecology, Freshwater Biology, Special Issue 40, 401–585.
Tockner, K., Ward, J.V., Kollmann, J. and Edwards, P.J. (eds) (2002) Riverine Landscapes, Freshwater Biology, Special Issue 47, 497–907.
ANGELA GURNEL (مترجم: مرتضی قراچورلو)
[21] Erosional Exhumation
[27] Klimatische Geomorphologie
[28] Climatic Geomorphology
[43] Joseph Nicephore Niepce
[44] Louis Jacques Mande Daguerre
[45] William Henry Fox Talbot
[48] Gaspard Felix Tournachon
[105] Sediment Rating Curve
[106] Systems In Geomorphology
[110] Complexity In Geomorphology
[133] Cosmogenic Nuclides اتمهایی که سن پیدایش کیهان را نشان میدهند
[139] Cauldron Subsidence
[154] Wave–Boundary Interaction Model
[156] Wave–Wave Interaction Models
[160] Infragravity Motions
[167] Magnitude–Frequency Concept
[170] Specific Stream Power
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
