انجمن ایرانی ژئومورفولوژی- از Digital تا Drainage
از Digital Elevation تا Drainage Pattern

حذف تصاویر و رنگ‌ها  | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | 
واژه آخر ترجمه نشده است
DIGITAL ELEVATION MODEL-مدل رقومی ارتفاع
توصیف و تشریح عددی سطح زمین برای پرداختن به بسیاری از موضوعات و مسائل ژئومورفولوژیکی مفید است. پیوستگی توپوگرافی، ممکن است بواسطه مدل رقومی ارتفاع[1](DEM)یا هر نوع آرایش فضایی[2] از ارتفاعات زمین تعیین شود. که رایج­ترین آنها به صورت توری مربعی[3] و یا شبکه[4] نمایش داده می­شود. فاصله­گذاری نقطه­ای مدل رقومی ارتفاع، یا تفکیک افقی[5] که از اندازه کوچک(1متر) تا اندازه بزرگ(بیشتر از5 کیلومتر)متفاوت است، وابسته به نوع کاربرد، سطح جزئیات مورد نیاز و محدودیت­های ذخیره­سازی و پردازش رایانه­ای می­باشد(جدول 11). 
مجموعه اصطلاحات مربوط به مدل رقومی ارتفاع می­توانند با هم متباین باشند. مدل رقومی زمین[6](DTM) که اغلب مترادف با مدل رقومی ارتفاع در نظر گرفته شده، برای محاسبه و تخمین گرادیان شیب کاربرد اندکی داشته و بیشتر برای نمایش ارتفاع خود عوارض به کار می­رود. همچنین مدل‌سازی رقومی زمین[7] که به اشتباه DTM نامیده می‌شود، می­تواند پردازش مدل رقومی ارتفاع و ژئومورفومتری را به شکلی گسترده نشان ‌دهد. برای محاسبه کارآمد و نمایش ارتفاعات زمینی در یک ساختار مشخص(شکل 45)، معمولا از یک شبکه منظم[8]، یک شبکه نامنظم مثلثی[9](TIN)، منحنی­ میزان­های ارتفاعی رقومی شده[10] و یا از خطوط شیب موجود در منحنی­های میزان استفاده می­شود. ساختارهای پذیرفته شده مدل رقومی ارتفاع هر یک دارای مزایا و معایبی هستند. مدل­های رقومی ارتفاع که به صورت شبکه مربعی[11] یا مستطیل شکل هستند(به ندرت به صورت شش ضلعی و یا مثلث متساوی­الاضلاع می­باشند) ارتفاع(Z) را به عنوان مفهوم تلویحی از مختصات طول(X) و عرض جغرافیایی(Y) ذخیره می­کنند(شکل A 45).
در حالی­که ساختارهای منظم و گسسته(ناپیوسته) برای پاسخگویی به پیچیدگی­های متنوع عوارض سطحی به صورت همسان عمل می­کند، استفاده از تصاویر فضایی می­تواند شبکه الگوریتمی بهینه­­ای را توسعه داده و با استفاده از آن، داده­ها و اطلاعات را تهیه، پردازش و ثبت نمود. شبکه مدل­های رقومی ارتفاع بواسطه تکرار تقسیم مربعات تا حدودی می­تواند با عوارض پیچیده زمین(البته با کاهش بازده محاسباتی) وفق داده شود. در یک شبکه نامنظم مثلثی رئوس مثلث­هایی که در شکل و اندازه با هم متفاوت می­باشند،  نشان دهنده­ ارتفاعاتی هستند که به طور تصادفی و نامنظم توزیع شده­اند(شکل B45). شبکه نامنظم مثلثی به طور مستقیم از نقاط نقشه­برداری شده و یا عوارض ناپیوسته و مجزایی که به صورت دستی از نقشه­ها یا بواسطه رایانه از یک شبکه و یا خطوط منحنی میزان مدل رقومی ارتفاع استخراج می­گردد، درون­یابی شده­ است. این شبکه نامنظم مثلثی تطبیقی: با خط الراس­ها و آبراهه­ها سازگار شده و در مناطق همتافته(پیچیده) دارای ارتفاعات زیاد اما در مناطق مسطح ارتفاعات اندکی دارد. با وجود این مزایا، ذخیره‌سازی و پردازش بار تحمیلی بواسطه مختصات مشخص طول(X) و عرض(Y) که برای هر مقدار ارتفاع (Z) مورد نیاز است، عیب آن محسوب می­شود.
شکل سطح زمین نه دارای مسیری مستقیم و نه به صورت زاویه­ای می­باشد. ساختاهای مدل رقومی ارتفاع بهترین فرآیندهایی هستند که  فرسایش و رسوب را در تندترین شیب­ها منعکس می­کنند، هرچند که این قضیه در مورد همه توپوگرافی­های رودخانه­ای صادق نیست(Moore 1991). نقاط ارتفاعی در منحنی­های میزان متقاطع و خطوط شیب درون­یابی شده(شکل C45) شامل یک مدل رقومی ارتفاع تطبیقی می­باشد که به صورت واحدهای چهار ضلعی با اندازه و شکل متنوع تعریف می‌شوند. این واحدها به طور بسیار چشمگیری تقعر و تورفتگی دامنه­ها را که در نتیجه جریان سطحی ایجاد می­شوند، را مشخص می­کنند. لذا برای این منظور مختصات­ دقیق طول(X) و عرض(Y) ضروری می­باشد.
نخستین مدل­های رقومی ارتفاع بواسطه پیمایش صحرایی، درونیابی دستی از روی  نقشه­های توپوگرافی و یا با تلفیق روش­های دستی و رایانه­ای و به صورت نیمه­خودکار ایجاد شده­اند. اما بعدها استفاده از عکس­های هوایی، اسکن نوری و همچنین روش­های درون­یابی خودکار منحنی­های میزان، جایگزین تکنیک­های قبلی شدند. در حال حاضر مدل­های رقومی ارتفاعی شبکه­ای[12] برای سطح زمین و  بستر دریا و نیز برای سیاره مریخ موجود می­باشد. مدل رقومی ارتفاع نوع  GTOPO30 با استفاده از چندین نقشه منحنی میزان و از منابع مختلف تهیه گردیده است(Gesch et al. 1999). که سطح زمین را در طی 30 دقیقه قوسی (با ابعاد 1 کیلومتری) پوشش می­دهد. در حالیکه دو مدل قدیمی­تر، شاملETOPO5   و مدل زمین پایه[13]، در فواصل 10 کیلومتری زمین را پوشش می­دادند. سری داده­های ارتفاعی ایالات متحده به صورت مدل رقومی ارتفاعی یک ثانیه قوسی(با قدرت تفکیک 30 متر) تهیه شده است. همچنین مدل رقومی ارتفاعی آلاسکا مدل 2 ثانیه قوسی است که شامل مجموع 55000 نقشه توپوگرافی با مقیاس 24000 :1 و 63360 : 1می­باشد. ژاپن و انگلستان با مدل 50 متری، ایتالیا با وضوح اسمی230 متر، استرالیا 9 ثانیه قوسی(با قدرت تفکیک 250 متر) و آلمان و دیگر کشورها با مقیاس­های مختلفی شبکه­بندی شده­اند. نوعی از مدل­های رقومی ارتفاع مثل مدل DTED  که صرفا کاربرد نظامی دارند، در انحصار ایالات متحده آمریکا می­باشد. با استفاده از  نقشه­های منحنی میزان و  سنجش از دور (REMOTE SENSING IN GEOMORPHOLOGY را ببینید) می­توان مدل­های رقومی ارتفاع را با اندازه­گیری مستقیم از ارتفاعات زمین ایجاد نمود(Maune 2001 .  از جمله این­گونه فناوری­ها شامل نقشه­برداری رقومی با استفاده از عکس­های هوایی، سیستم موقعیت­یاب جهانی(GPS) ، LiDAR ، InSAR  یا IfSAR ، ASTER  و برای عمق­سنجی از سیستم SONAR  استفاده می­شود.  
 
جدول 11: منابع و کاربردهای مدل­های رقومی ارتفاع(DEM)
برخی کاربردهای ژئومورفولوژیکی منبع محاسبات ارتفاعی فاصله­گذاری  مدل رقومی ارتفاع
تشخیص و تجسم جزئیات زمین، تخمین آبگرفتگی ناشی از سیلاب، رطوبت خاک، مدل­سازی دیگر پارامترهای هیدرولوژیکی، تحلیل فضایی زمین و خصوصیات خاک، تصحیحات مربوط به جهت شیب زمین، تاثیرات جهت شیب بر روی تابش خورشیدی، تبخیر و پوشش گیاهی خطوط منحنی میزان و خطوط آبراهه­ای با استفاده از عکس­های هوایی و نقشه­های توپوگرافی با مقیاس5000: 1 و 50000 : 1، ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراهه­ای با پیمایش زمینی و استفاده از GPS، بررسی هوایی ارتفاعات و عکس­برداری هوایی، ارتفاع سنجی راداری و لیزری 50 -1 متری
مدل­سازی هیدرولوژیکی با مقیاس وسیع، ژئومورفومتری منطقه­ای و تجزیه و تحلیل آن،  تجزیه و تحلیل زیرحوضه به منظور مدل­سازی پارامترها و ارزیابی تنوع زیستی خطوط منحنی میزان و خطوط آبراهه­ای با استفاده از عکس­های هوایی و نقشه­های توپوگرافی با مقیاس 50000: 1و 200000: 1، ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراهه­ای رقومی شده با استفاده از نقشه­های توپوگرافی با مقیاس 100000 : 1 200 -50 متری
نمایش وابستگی دمای سطحی و بارش  به ارتفاعات، نمایش تاثیرات جهت ارتفاعات بر روی بارش و ناهمواری سطح بر روی باد،
نقشه­برداری از زهکش­های قاره­ای
 		 ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراهه­ای رقومی شده با استفاده از نقشه­های توپوگرافی با مقیاس 100000 : 1 تا 250000 : 1
توجه: مدل­های رقومی ارتفاعی بزرگ  مقیاس اغلب توسط میانگین محلی داده­های کوچک مقیاس گردآوری شده­اند.		 5 – 2/0 کیلومتر
مدل­سازی وابستگی فرسایش و پخش رسوب به تکتونیک، مدل­های گردش عمومی جو در ارتباط با موانع کوهستانی، نقشه­هایی با مقیاس وسیع از ارتفاعات و بر پایه سایه ناهمواری­ها به منظور کسب اطلاعات غیر توپوگرافیکی ارتفاعات سطحی ویژه رقومی شده با استفاده از نقشه­های توپوگرافی با مقیاس 250000 : 1 تا 1000000 : 1، آرشیوهای ملی نقاط مثلثاتی، بنچ مارک­ها و دیگر ارتفاعات سطحی که مساحی ونقشه برداری شده­اند 500- 5 کیلومتر
Source: Modified after Hutchinson and Gallant (2000)
 

شکل 45: سه ساختار متضاد از مدل رقومی ارتفاع برای بخشی از یک آبخیز کوچک در کالیفرنیا. نقاط موجود در این شکل موقعیت ارتفاعی را نشان می­دهند. A: شبکه مربعی، نشان دهنده زیرشبکه­هایی به ابعاد 3× 3 است که برای عملیات مهندسی از آن استفاده می­شود. B: شبکه منظم مثلثی(TIN) و C: تقاطع خطوط منحنی میزان 20 متری(خطوط مشکی) به همراه خطوط شیب (خطوط روشن). عرض هر قطعه 780 متر می­باشد.
مدل رقومی ارتفاعی 3 ثانیه­ قوسی(با قدرت تفکیک 90 متر) که توسط2000 SRTM تهیه شده است، 80 درصد از سطح زمین را پوشش می­دهد(www.jpl.nasa.gov/srtm/) . فاصله­گذاری متغیر(1 تا 12 کیلومتری) عمق شبکه، که از رادار ارتفاع سنجی برای نیروی ثقل سطح دریا و همچنین برای عمق سنجی به دست آمده ، بستر تمام دریاها را پوشش می دهد. معایب تصادفی و سیستماتیک تنزل کیفی مدل رقومی ارتفاع، بواسطه دقت افقی و عمودی و همچنین درستی و دقت اجزای تشکیل دهنده ارتفاعات، مشخص شده است. بسیاری از خطاهای موجود  در مدل­های رقومی ارتفاع از خطوط منحنی­ میزان نقشه­ها نشات گرفته­اند، زیرا به منظور تهیه اطلاعات با کیفیت بالا برای ژئومورفومتری، دقت و صحت این منحنی­ها هرگز در نظر گرفته نشده است.
از آنجا که خطوط منحنی میزان نقشه­ها تنها تخمین و تقریبی از سطح زمین هستند، بنابراین مدل­های رقومی ارتفاع که به واسطه آنها ساخته می­شوند نیز تخمینی خواهند بود. در نتیجه کیفیت سطوح شناسایی شده مدل­ رقومی ارتفاع صرفا آماری بوده و دقت آنها به صورت محلی می­تواند کم باشد. ارتفاعاتی که با اعداد صحیح بیان شده­اند، دقت عمودی یا تفکیک­پذیری آنها به ویژه در سطح زمین می­تواند درست نباشد. فرایند تبدیل خطوط منحنی میزان به شبکه، همیشه با خطا همراه بوده است. برخی الگوریتم‌های درون‌یابی، منحنی‌های میزان زیادی را نمایان می‌سازند و برخی دیگر پادگانه‌های غیرواقعی، فرورفتگی­های بسته و سازه‌های خطی(جاده، خطوط آهن...) را آشکار می­کنند. باید گفت که برای اطمینان‌ از صحت مدل رقومی ارتفاع روش پیشرفته­ای وجود ندارد. همه داده‌های InSAR و LiDAR و نیز سایر داده‌های سنجش از دوری، بسته به تکنولوژی به کار رفته در هر یک از آنها، دارای خطاها و اشتباهات بعضا عمده‌ای می­باشند. مثلا در حالی که یک اینچ داده SRTM که نشان دهنده تراکم پوشش درختی است، دقت کافی نسبت به نمایش همان عوارض در یک اینچ داده NED را ندارد. 
بیشتر مدل‌های رقومی ارتفاع بایستی برای پردازش‌های بعدی اصلاح شوند(شکل ۴۶). پردازش‌های رایانه­ای قادر به ساخت شبکه نامنظم مثلثی یا مدل رقومی ارتفاعی شبکه­ای با استفاده از نقاط ارتفاعی پراکنده می­باشد. علاوه بر آن با استفاده از رایانه می­توان یک ساختار داده یا سیستم تصویر نقشه را به هم و یا به ساختارهای دیگر تبدیل نمود. یک مدل رقومی ارتفاع ممکن است جهت امکان ادغام با دیگر مدل‌های رقومی ارتفاع و ثبت ارتفاع زمین بر روی دیگر داده‌ها، با تفکیک‌پذیری دقیق(به صورت محدود جهت جلوگیری از ایجاد اثر تصنعی) یا با قدرت تفکیک‌ بزرگ‌تر درون‌یابی شود. پردازش‌های حجمی و عمده یا ویرایش‌های نقطه به نقطه، منجر به تصحیح خطاها شده و داده‌های با کیفیت‌تر را جایگزین بخش‌هایی از مدل رقومی ارتفاع می‌کند. حذف طول موج کوتاه یا بلند از یک مدل رقومی ارتفاع با استفاده از فیلترگذاری رقومی می‌تواند جزییات کار را بهبود بخشیده و خطاهای به‌وجود آمده را کاهش دهد تا از این طریق وضوح تصویر بیشتر شود. در هنگام ساخت مدل رقومی ارتفاعی شبکه‌ای به منظور کاربردهای هیدرولوژیکی، پیاده­سازی الگوریتم شبکه زهکشی می­تواند خطاهای ناشی از رقومی نمودن را کاهش داده و با ترکیب آبراهه­ها، خطوط پشته(خط الرأس‌ها) و دیگر دامنه‌های ناپیوسته، منجر به حفظ پیوستگی شبکه جریان‌ ­شود(Hutchinson and Gallant 2000).  
 

شکل46: نمودار سلسله­ مراتبی فعالیت­های مرتبط با آماده­سازی مدل رقومی ارتفاع جهت دستیابی به اهداف ژئومورفولوژیکی. اقتباس از Hutchinson and Gallant (2000)
مدل‌های رقومی ارتفاعی شبکه‌ای که به‌طور مناسب پیش پردازش شده‌اند بواسطه محاسبه فضایی از طریق پردازش رقومی تصویر، پیوستگی توپوگرافی را تشریح می­کنند. عملیات همسایگی نیز در جایی مورد استفاده قرار می‌گیرد که مقادیر و ارزش­های ورودی مجاور وجود داشته باشد(مانند سایه ناهمواری­ها). ورودی یک مدل رقومی ارتفاعی شبکه‌ای شامل ماتریس کوچکی از داده‌های ارتفاعی است که معمولا ابعاد آن 3×3 بوده و در بازه‌های منظم منتقل می‌شوند.
 محاسبات مربوط به شبکه‌های نامنظم مثلثی یا منحنی میزان مدل‌های رقومی ارتفاع در ابعاد مثلثی یا مربعی می­باشد. عملیات همسایگی، زمین را در سه دامنه مشترک شامل ناهمواری (Z)، فضایی (X,Y) و سه بعدی (X,Y,Z) توصیف می‌کند. بیشتر ویژگی‌های مورفومتریکی که از مدل‌های رقومی ارتفاع استخراج‌ می­شود، دارای مقادیر ارتفاعی(Z)می­باشند که در مرحله نخست گرادیان شیب و انحنای نیمرخ‌ها از آن مشتق می­شود. ویژگی‌های فضایی الگو و بافت زمین که به مبدا[14] مستقلی مرجع‌نشده باشند، بیشتر حالت انتزاعی دارند. اندازه‌گیری­های رایج نقاط X و Y شامل آزیموت، جهت قطب‌نما در امتداد شیب و انحنای خطوط منحنی میزان می­باشد. از پردازش مدل‌های رقومی ارتفاع با استفاده از X,Y,Z  می­توان پیچیده‌ترین ویژگی‌ها شامل ناهمواری سطوح، زاویه و میدان دید و انحراف پستی و بلندی­ها را به دست آورد. محاسباتی که بر روی مدل رقومی ارتفاع انجام می‌شود، هم سطح زمین را مشخص کرده و هم آن را به تصویر می‌کشد(جدول11).
نقشه‌های رقومی که به‌صورت رنگی یا تک‌رنگ تهیه شده‌اند، توپوگرافی منطقه را اغلب با دیدی مایل همراه با سایه ناهمواری‌ها، گرادیان شیب و یا جهت شیب به تصویر می‌کشند. داده‌های چندطیفی، نمادهای نقشه‌های ژئومورفولوژیکی و سایر انواع اطلاعات، اغلب  بر روی نقشه پایه ارتفاعی همپوشانی می‌شود. در میان پارامترهای مهمی که از مدل رقومی ارتفاع به‌دست‌آمده ، در هر قاره هشت پارامتر مهم شامل مدل رقومی یکپارچه هیدرولوژیکی، گرادیان شیب و جهت شیب، تراکم و جهت رواناب‌ها، شاخص رطوبت توپوگرافیک، شبکه­های آبراهه­ای و حوضه‌های زهکشی با استفاده از داده‌های GTOPO30 تهیه شده‌اند(Verdin and Greenlee 1998). از پارامترهای مدل رقومی  ارتفاع در کمی‌سازی شکل و جهت دامنه (HILLSLOPE, FORM را ببینید)، تهیه نقشه قابلیت خطر زمین‌لغزش، محاسبات ارتفاعی زمین، برنامه‌ریزی سیستم‌های زمینی، ارزیابی قابلیت عبور و مرورهای جاده‌ای، برنامه‌ریزی عملیات­های نظامی، تشریح محیط‌های زیردریایی و فرازمینی، مدل‌سازی تحول و سیر تکاملی دامنه، شبیه‌سازی هیدروگراف‌ آبخیزها، پیش‌بینی حد و گسترش سیلاب و همچنین تخمین میزان آورد رسوب استفاده می‌شود.  
 
References
Gesch, D.B., Verdin, K.L. and Greenlee, S.K. (1999) New land surface digital elevation model covers the Earth, Eos, Transactions, American Geophysical :union: 80, 69–70;
http://edcdaac.usgs.gov/gtopo30/gtopo30.html
Hutchinson, M.F. and Gallant, J.C. (2000) Digital elevation models and representation of terrain shape, in J.P. Wilson and J.C. Gallant (eds) Terrain Analysis: Principles and Applications, 29–50, Chichester: Wiley.
Maune, D. (ed.) (2001) Digital Elevation Model Technologies and Applications, the DEM Users Manual, American Society for Photogrammetry and Remote Sensing: Bethesda.
Moore, I.D. (ed.) (1991) Digital terrain modelling in hydrology, Hydrological Processes 5.
Verdin, K.L. and Greenlee, S.K. (1998) HYDRO1k Elevation Derivative Database, http://edcdaac.usgs.gov/ gtopo30/hydro/index.html
Further reading
Discoe, B. (2002) The Virtual Terrain Project, http://www.vterrain.org
Gesch, D.B., Oimoen, M.J., Greenlee, S.K., Nelson, Charles, Steuck, Michael and Tyler, Dean (2002) the National Elevation Dataset, Photogrammetric Engineering and Remote Sensing 68, 5–11.
Guth, P.L. (2002) MicroDEM_ for Windows 95 and NT, http://www.nadn.navy.mil/Users/oceano/pguth/website/microdem.htm
Kumler, M.P. (1994) An intensive comparison of triangulated irregular networks (TINs) and digital elevation models (DEMs), Cartographica 31, 2 (Monograph 45).
Pike, R.J. and Dikau, R. (eds) (1995) Advances in geomorphometry, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 101.
SEE ALSO: allometry; applied geomorphology; complexity in geomorphology; cross profile, valley; engineering geomorphology; equilibrium slope
 
 
RICHARD J. PIKE           (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
DILUVIALISM- طوفان نوح­گرایی
شکلی از کاتاستروفیسم(فاجعه­گرایی) که در آن اعتقاد بر این است که چشم­انداز­ها و مناظر، همانطور که در تورات[15] آمده است، بواسطه طوفان نوح شکل گرفته­اند. قبل از آنکه منشاء واقعی  نهشته­های یخچالی شناسایی شوند، این مواد که یخرفت[16] نامیده می­شوند توسط کارگران باکلند(Davies 1969) به یک سیل بزرگ نسبت داده می­شدند و معتقد بودند که در گذشته امواج انتقالی[17] سراسر کره زمین را در برگرفته و این نهشته­ها را نتیجه طوفان می­دانستند­.  در دهه 1830میلادی در پی کشف اهمیت عصر یخبندان و نیز چینه­نگاری از یخرفت­ها، توانست تا حد زیادی دیدگاه و نظریه طوفان نوح را در این زمینه تضعیف نماید. اصطلاح طوفان نوح هنوز هم برخی مواقع، برای مثال در مورد نهشته­های لسی محیط­های آبی، استفاده می­شود.  
Reference
Davies, G.L. (1969) the Earth in Decay, London: Macdonald.
A.S. GOUDIE                     (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DISSOLUTION - انحلال
در مفهوم ژئومورفولوژیکی، انحلال فرایندی است که به موجب آن یک سنگ یا بخش­هایی از آن با آب ترکیب شده و به شکل محلول ظاهر می­شود. به طوری­که کانی­ها و مواد معدنی مختلف انحلال یافته سنگ، به یون­ها یا مولکول­های مجزایی تجزیه شده و در درون محلول پخش می­شوند. از این رو مطالعه انحلال باید بر روی کانی­های اصلی سازنده سنگ متمرکز شود. انحلال همگون یک کانی زمانی اتفاق می­افتد که همه اجزا با هم ترکیب شوند(به عنوان مثال هیچ باقی مانده جامدی وجود نداشته باشد) اما زمانی که تنها بخشی از اجزا در محلول حل شوند، انحلال ناهمگون رخ داده است(مثلا کانی­های آلومینوسیلیکات که در آن یون­ها در واکنش با آب آزاد شده اما بسیاری از عناصر جامد خود را دوباره منظم نموده، از جمله کائولینیت). در آب دامنه بسیار وسیعی از کانی­های انحلال­پذیر وجود دارد. به طوری­که از کانی­های ژیپسی که عملا غیرقابل حل هستند(001/0میلی­گرم در لیتر در آبی با 7=PH) تا نمک[18] (360000 میلی­گرم در لیتر در آبی با  7=PH) را    می­توان مشاهده نمود. سنگ­هایی که کانی­های آنها قابلیت انحلال­پذیری بسیار کمی دارند در مقابل هوازدگی شیمیایی[19] بسیار مقاوم  هستند، در حالی که سنگ­های حاوی کانی­های با انحلال پذیری بالا، مانند سنگ نمک، فقط در رخنمون خشک­ترین مکان­ها یافت می­شوند.
بین این دو حد نهایی(انحلال­پذیری بالا و پایین) گروهی از سنگ­ها وجود دارند که در آن انحلال در مسیر جریان آب­های زیرزمینی منجر به توسعه زهکش­های زیرزمینی شده و مجموعه زمین­شکل­هایی[20] تحت عنوان کارست را به وجود آورده است. کارست در سنگ­های سیلیکاتی و تبخیری[21] نیز توسعه می­یابد، اما به طور معمول در سنگ­های کربناته، آهکی و دولومیتی تشکیل می­شوند. بنابراین در ادامه این مطلب فرایند انحلال کربنات مورد بحث قرار می­گیرد. شیمی محلول کربنات­ها نسبتا ساده است که تنها شامل دو کانی عمده، کلسیت (CaCO3) و دولومیت (CaMg(CO3)2)می­باشد. انحلال­پذیری این کانی­ها در آب خالص پایین بوده(14 میلی­گرم در لیتر) و عمل حلال آبهای طبیعی به مقدار اسید خود محلول بستگی دارد. اسیدهای آلی و معدنی ممکن است در برخی از بخش­ها، به ویژه در اولین (ابتدایی­ترین) فاز کارستی شدن مهم باشد(Lowe et al. 2000) به طور کلی انحلال کلسیت و دولومیت بواسطه اسید کربنیک تولید شده توسط هیدراتاسیون دی اکسیدکربن محلول کنترل می­شود (انجام می­گیرد). در اغلب موارد گفته شده که واکنش بین اسیدکربنیک و سنگ آهک نامحلول[22] منجر به تولید بی­کربنات کلسیم محلول می­شود. هرچند که این قضیه نادرست است، زیرا که هیچ شاهدی مبنی بر وجود مولکول­های بی­کربنات کلسیم در محلول وجود ندارد. در واقع واکنش­های شیمیایی ابتدایی که موجب انحلال کلسیت می­شوند، به صورت سه واکنش­ زیر می­باشند:
 
(1) CaCO3 +H+↔ Ca2++ HCO-3
(2) 2CaCO3 + H2CO3 ↔ 2Ca2+ + 2HCO-3
(3) CaCO3 + H2O ↔ Ca2+ + HCO-3 + OH-
که این واکنش­ها به صورت زیر می­توانند خلاصه شوند:
(4) CaCO3+ H2O + CO2+↔ Ca2++ 2HCO-3
فرایندهای مشابهی نیز در انحلال دولومیت­ وجود دارد که به صورت زیر می­باشد:
(5) CaMg (CO3)2 + 2H2O +2CO2 ↔ Ca2+ + Mg2+ + Mg2+ + 4HCO-3
این واکنش­ها تا زمانی­که سرعت­های بالا و پایین رفتن با هم برابر می­شوند، ادامه می­یابد و این نقطه­ای است که در آن سیستم در حالت تعادل قرار می­گیرد. در این حالت گفته می­شود که محلول از لحاظ کلسیت به حد اشباع رسیده است. افزایش هر نوع اسید به این سیستم غلظت یون­های هیدروژن را افزایش داده و در جهت رو به جلو جایگزین تعادل می­شود. این مسئله موجب کاهش غلظت CO32- شده و به حل شدن CaCO3 بیشتری می­انجامد. بطوری که هنگام برقراری دوباره تعادل، کلسیم محلول اشباع، غلظت بالاتری خواهد داشت. در مقابل، بر حسب فرآیندهای فرسایش مکانیکی، این واکنش­ها ممکن است در آب ساکن[23] و بدون حرکت و همچنین از طریق آبی با دامنه وسیعی از سرعت­های مختلف، رخ دهد. سرعت این واکنش­ها و مقدار مواد معدنی حل شده، بواسطه جزئیات جنبشی[24] محلول کنترل می­شود.
با این حال، نقش چهار عامل: غلظت دی­اکسیدکربن، درجه حرارت، شرایط تعادلی  و خوردگی آمیختگی[25] به شرح زیر مهم می­باشد.
  1. غلظت­های دی­اکسیدکربن: غلظت دی­اکسیدکربن اتمسفر در حدود 035/0 درصد است که مقدار اشباع آن در˚ 10سانتی­گراد و تحت شرایط سیستم باز به 70 میلی­گرم در لیتر می­رسد. اما غلظت­های مشاهده شده اغلب  بالاتر از این مقدار می­باشد. به طورکلی این مسئله به دلیل وجود دی­اکسیدکربن ناشی از فعالیت موجودات زنده[26](بیوژن) در فضای خاک می­باشد. بنابراین غلظت دی­اکسیدکربن خاک نسبت به غلظت کلسیم موجود در چشمه­ها نوسانات بیشتری را نشان می­دهد. ممکن است دی­اکسیدکربن موجود در هوای سطح زمین در منطقه کارست سطحی[27](منطقه نزدیک به سطح زمین) منبعی نسبتا پایدار و با ثبات از دی­اکسیدکربن را  فراهم آورد.
  2. درجه حرارت: برای هر نوع غلظت معینی از دی­اکسیدکربن در یک محلول گازی در فضای تماس آب و سنگ، با کاهش دما به ازای هر یک درجه سلسیوس، انحلال­پذیری کلسیت در حدود 3/1 درصد افزایش می­یابد. با این حال تاثیر آن معمولا کمتر از غلظت دی­اکسیدکربن در فاز گازی و سرعت­های واکنش می­باشد. زیرا این دو عامل به طور گسترده­ای با درجه حرارت افزایش می­یابند. علاوه بر این، تغییرات در رواناب­های منطقه­[28] نسبت به تغییرات غلظت مواد حل شده، بخش عمده­ای از نوسانات موجود در میزان فرسایش انحلالی[29] را به خود اختصاص داده است.  
  3. شرایط تعادلی: سنگ آهک تحت تاثیر دو شرط اصلی تعادلی ممکن است حل شود. 1) سیستم باز که در آن گاز، آب و سنگ در ارتباط با هم بوده و دی­اکسیدکربنی که در واکنش بین سنگ آهک و اسید­کربنیک مصرف شده، دوباره جایگزین می­شود. 2) سیستم بسته که در آن گاز و آب در حالت تعادل بوده، اما موجودی گاز قبل از تماس با سنگ کاهش یافته و قطع می­شود. در شرایط سیستم بسته به علت عدم جایگزینی دی­اکسیدکربن، انحلال سنگ آهک کمتر از شرایط سیستم باز می­باشد.
  4. خوردگی آمیختگی[30]: از اختلاط دو آب اشباع شده یک محلول غیراشباع(خورنده[31]) و محلولی با ترکیب اشباع و خورنده تولید می­شود و یا در صورت افزایش قدرت تهاجمی ممکن است دو محلول خورنده تولید شود. در موارد شدیدتر محلول جدید ممکن است بتواند تا بیشتر از 20 درصد کلسیت را در خود حل کند. ولی معمولا در آبهای طبیعی این افزایش انحلال حدود 2-1درصد می­باشد. با این وجود تاثیر چنین ترکیبی نسبت به محلول عادی به طور کلی کمتر خواهد بود. ولی این محلول در شرایط و جاهایی­که انحلال عادی غیرممکن است توانایی خود را نشان می­دهد، از جمله در شکاف­های  باریک و منطقه اشباع آب زیرزمینی.
در حالی که نقش کلیدی اسیدکربنیک در انحلال کربنات­ها در پایان قرن هجدهم شناخته شده بود، اما تا اواخر قرن 20 جزئیات تعادل شیمیایی آب­های کربناته و اهمیت آنها در فرایند تشکیل غارها و تکامل چشم­اندازها به درستی مشخص نبود. از جمله مهمترین کارها در این زمینه توسطDreybrodt (1988, 2000), Palmer (1991) ,White (1984) انجام گرفته است.
References
 
Dreybrodt, W. (1988) Processes in Karst Systems: Physics, Chemistry and Geology, Berlin and New York: Springer.
——(2000) Equilibrium chemistry of karst water in limestone terranes, in A. Klimchouk, D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt (eds) Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers, 126–135, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Lowe, D.J., Bottrell, S.J. and Gunn, J. (2000) Some case studies of speleogenesis by sulphuric acid, in A. Klimchouk, D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt (eds) Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers, 304–308, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Palmer, A.N. (1991) the origin and morphology of limestone caves, Geological Society of America Bulletin 103, 1–21.
White, W.B. (1984) Rate processes: chemical kinetics and karst landform development, in R. G. LaFleur (ed.) Groundwater as a Geomorphic Agent, 227–248, Boston: Allen and Unwin.
 
SEE ALSO: corrosion
 
JOHN GUNN                     (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
 
DIVERGENT EROSION- فرسایش واگرا
این اصطلاح از تکامل برجستگی­های منفرد[32] گرفته شده است. در مناطق استوایی هنگامی که یک برونزد سنگی بدون پوشش در معرض باران قرار گیرد در آن رواناب خیلی سریع جاری می­شود. بنابراین هوازدگی این رخنمون­ها باعث کاهش رطوبت مورد نیاز برای تخریب بیشتر سنگ می­شود. در مناطق حاشیه نیز آب با نفوذ به داخل خاک می­تواند ادامه هوازدگی سنگ را ممکن سازد. همزمان با فرسایش و کاهش سطح، این برونزد سنگی همچنان مقاوم می­ماند. در حالی که نواحی مجاور فرسایش می­یابند دامنه­های برونزد سنگی بیشتر پدیدار می­شوند. که این فرسایش غالبا با نرخ یکسانی در قاعده مواد تخریبی تجزیه شده رخ می­دهد. بدین­ترتیب برونزد سنگی به آرامی بالاتر از توده هوازده شده قرار می­گیرد. بنابراین فرسایش واگرا در نتیجه هوازدگی واگرا[33] رخ می­دهد. ارتفاع برجستگی­های منفرد تا 300 متر و بیشتر نیز می­رسد. با این حال، توالی­های مشاهده شده در مناطق استوایی نشان می­دهد که این برجستگی­ها در اندازه­های مختلف می­توانند توسعه یابند. خارج از مناطق استوایی، کوهستان­های منفرد و جدا افتاده­ که به عنوان اشکال دیرینه شناخته می­شوند، گاهی اوقات در سطح زمین ظاهر می­شوند.
مرحله ابتدایی رخنمون شدن این برونزدها علل مختلفی دارد: از جمله نازک شدن پوشش خاک در مکانهای خاص در پرتگاه[34] کوه می­باشد، یعنی جایی­که در آن فرآیندهای تسطیح اندکی باعث افزایش شیب می­شوند. نخستین برونزدهای سنگی مربوط به برجستگی­های منفرد در جلو و یا بالای پرتگاه­ها ظاهر می­شوند. در نهایت ادامه برونزدگی سنگ آنقدر زیاد شده که منجر به ایجاد پرتگاه می­شود. گاهی اوقات برجستگی­های منفرد در نزدیکی رودخانه و یا سواحل دریا تشکیل می­شوند. در برخی موارد وقوع یک رخداد ناگهانی(مثلا سقوط یک درخت) فروسایش[35] سریعی را ایجاد نموده که در نهایت برونزد سنگی اولیه و کوچکی را به وجود می­آورد.
علاوه بر پرتگاه­ها، برجستگی­های منفرد در حوضه­های آبخیز بزرگ و کوچک نیز تشکیل می­شوند. نمونه­هایی از این قبیل برجستگی­های منفرد در جنوب استرالیای مرکزی از جمله در منطقه آیرز راک[36]، اولگاس[37]، و کوه کانر[38] وجود دارد. همه این نمونه­ها در سنگ­های رسوبی توسعه یافته­اند، که نشان دهنده وابسته نبودن هوازدگی واگرا به سختی سنگ می­باشد. به گونه­ای که سنگ­شناسی این برجستگی­های منفرد با دشت­های مجاور(حداقل در نواحی وسیع­تر) کم و بیش یکسان است. اغلب فواصل مختلفی از شکستگی­ها به عنوان دلیلی برای مقاومت ویژه فرض شده است، در این صورت خطوط زمین ساختی می­بایست دارای الگوهای تکراری بوده و در نتیجه با فاصله منظمی از برجستگی­های منفرد قرار گرفته باشند، که البته چنین موردی وجود ندارد. فرسایش واگرا گاهی اوقات برای فرآیندهای مختلف کنترل شده بواسطه سختی سنگ، بویژه در مورد برجستگی­های منفرد نیز استفاده می­شود. اما این موضوع را به سختی می­توان اثبات نمود چرا که بازیابی نمونه­های سنگی متعلق به دشت­های بسیار هوازده جهت مقایسه دشوار است.
در مناطق حاره­ای با توجه به اهمیت جزئی هوازدگی فیزیکی و قدرت بسیار زیاد فرایندهای شیمیایی، رخنمون­های سنگی به طور کلی مقاوم می­باشند. در این مناطق وجود آب فقط در مرحله نخست و برای یک زمان کوتاه مورد نیاز است، در حالی که در مراحل بعد عامل رطوبت پایدار و بویژه آب حاوی اسیدهای آلی می­توانند فرایند هوازدگی شیمیایی را ادامه دهند. تاثیر این دو عامل در دامنه­های بدون پوشش کاهش می­یابد. بنابراین برجستگی­های منفرد و پرتگاه­ها در مناطق استوایی بسیار قدیمی می­باشند. به همین دلیل این رخنمون­های سنگی پس از ظاهر شدن در سطح، تنها اندکی هوازده می­شوند. حتی اگر اشکال خاصی نظیر جویبارها(نهرهای کوچک)[39]، فرسایش ورقه­ای(پوست پیازی)[40] و یا حفرات زیرزمینی کوچک[41] در آنها توسعه یابند، فرم کلی این عوارض تغییر نمی­کند. در آیرز راک استرالیا این اشکال هوازده به صورت آشیانه­ای[42] و تودرتو می­باشند. بنابراین سن­های متفاوت آنها، نشان می­دهد که این عوارض در طول زمان­های بسیار طولانی حتی تحت تاثیر تغییرات اقلیمی نیز پایدار می­مانند. در سریلانکا دامنه­هایی با شیب بسیار تند وجود دارد که بطور شگفت­آوری پایدار مانده­اند. تشکیل این دامنه­ها نه تنها به دلیل وجود رخنمون­های سنگی است، بلکه به حرکت سریع آب زیرزمینی نیز مربوط می­شود. تجزیه و تحلیل مقاطع نازک خاک  نشان دهنده حجم بسیار بالایی از منافذ بزرگ است که به علت وجود کانی­های آهن و سیلیس در افق خاک و یا حتی تشکیل پوسته آهکی بر روی دیواره منافذ، باعث تشکیل بافت خاک نسبتا پایداری در این منطقه شده است. بنابراین آب در معابر مناسبی در داخل خاک حرکت می­کند. پایین بودن ظرفیت تورمی کانی­های کائولینیت، منجر به حفظ ثبات و پایداری خاک می­شود. همچنین حرکت سریع آب همانند رخنمون­های سنگی عمل می­کند، در نتیجه به این فرآیندها، واگرایی داخلی[43] گفته می­شود. چنانچه بواسطه ایجاد خیابان در یک شیب تند ساختار و بافت خاک پراکنده شود، حرکت آب مسدود شده و ممکن است لغزش­های شدیدی در این­گونه خاک­ها رخ دهد.
فرسایش واگرا به عنوان یک اصل کلی در ژئومورفولوژی مناطق حاره­ای، نشان دهنده ناپیوستگی فرسایش در مکان و زمان می­باشد. این فرسایش تا حدودی مستقل از نیروی ثقل بوده اما به تفاوت در میزان اصطکاک وابسته می­باشد. در واقع می­توان فرسایش واگرا را به عنوان یک پس­خورند مثبت در نظر گرفت. تغییر در رخساره­های سنگی ظاهر شده از آستانه مقاومت در برابر هوازدگی و فرسایش عبور نمی­کند. لذا این رخساره­ها حساسیت بسیار پایینی به تغییر دارند. مفهوم ارگودیک[44] در نواحی مرطوب حاره­ای که کاهش سطح ناشی از فرسایش واگرا در ارتفاعات مختلف در پیرامون برجستگی­های منفرد فعال است، نیز قابل رخ دادن است.
References
Bremer, H. (1972) Flusarbeit, Flachen- und Stufenbildung in den feuchten Tropen, Zeitscrhift fur Geomorphologie Supplementband 14, 21–38.
Bremer, H. and Sander, H. (2002) Inselbergs: geomorphology and geoecology, in S. Porembski and W. Barthlott (eds) Inselbergs, Biodiversity of Isolated Rock Outcrops in Tropical and Temperate Regions, Ecological Studies 146, 7–35, Berlin, Heidelberg: Springer.
 
H. BREMER                        (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
DOLINE- دولین
دولین­ها فرورفتگی­های طبیعی بسته­ای هستند که در مناطق کارستی یافت می­شوند(Ford and Williams 1989). سطح دولین­ها به شکل مدور بوده و قطر آنها از چندین ده متر تا صدها متر و عرض­شان می­تواند از چند متر تا حدود یک کیلومتر متغیر باشد. دولین­ها معمولا از چند متر تا ده­ها متر عمق دارند، اما عمق برخی از آنها به صدها متر نیز می­رسد. دامنه و دیواره دولین­ها از شیب کم تا عمودی متغیر بوده و فرم کلی آنها می­تواند از نعلبکی شکل تا مخروطی  و یا حتی استوانه­ای متفاوت باشد. دولین­ها در زیرسطح زمین به طور ویژه در سنگ­های کربناته تشکیل می­شوند و همچنین در سنگ­های تبخیری نیز گسترش دارند. برخی نیز در سنگ­های سیلیسی از جمله در کوارتزیت­ها یافت می­شوند. برای مدت­های طولانی دولین­ها به عنوان ملاک تشخیص اراضی کارستی در نظر گرفته می­شدند، در حالی­که این موضوع فقط تا حدودی درست بود. به طوری­که در اغلب مکان­ها دولین­ها به عنوان سیمای شاخص مناطق کارستی شناخته می­شوند، اما در جاهای دیگری بدون اینکه دولینی در سطح زمین یافت شود، کارست­های زیرسطحی می­توانند در شبکه هیدرولوژیکی توسعه یابند. دولین­ها هم در مناظر کارستی و هم در سنگ­های غیرکارستی عملکرد مشابهی برای حوضه زهکشی دارند. به طوری­که برخی از آنها آب باران را از سطح زمین زهکشی نموده، اما برخی دیگر آب زیرزمینی را از طریق یک خروجی به پست­ترین نقطه موجود در حوضه دولین زهکشی می­کنند.
گاهی اوقات (به ویژه در آمریکای شمالی) در مکان­هایی که رودها و جریان­های آب به زیرزمین فرو می­روند از اصطلاح  فروچاله[45](چاله­ کارستی، سنگچال) برای اشاره به دولین­ها و فرورفتگی­ها[46] استفاده می­شود، درحالی­که در اروپا از اصطلاحات مستقلی(از جمله پونور، حفرات بلعنده[47] و جریان فرورو[48]) استفاده می­کنند. پس بنابراین دولین و فروچاله(چاله کارستی، سنگچال) به هیچ وجه با هم مترادف نیستند. جدول(12) اصطلاحاتی را که توسط نویسندگان مختلف به کار گرفته شده را ارائه نموده است. همچنین در شکل (47) شش نوع عمده دولین­ مشاهده می­شود(جزئیات بیشتر در Williams 2003).
تشکیل فرورفتگی­های بسته­ در مناطق کارستی با چهار مکانیسم اصلی شامل انحلال[49] ،ریزش[50](رمبش)، پرشدگی[51] و فرونشست منطقه­ای[52] قابل توجیه است. به طور معمول پیچیدگی فرآیندهای طبیعی به گونه­ای است که اغلب بیش از یک مکانیسم در تشکیل آنها دخالت دارد، از جمله این موارد دولین­ها هستند که در اصل به عنوان اشکال مرکب(چند منشاءیی) شناخته می­شوند. به عنوان نمونه، فرورفتگی­ها ابتدا توسط انحلال تشکیل می­شوند و سپس توسعه انحلال منجر به سقوط و ریزش کف این عوارض به داخل غار زیرین خواهد شد. در چنین حالتی، دامنه کم­شیب و بالایی دولین توسط انحلال و دامنه پرشیب پایینی بواسطه ریزش(رمبش) تشکیل می­شود.  
 
دولین­های انحلالی(Solution dolines)
فرم کاسه مانند یک دولین معمولی نشان می­دهد که از مرکز آن نسبت به کناره­ها، مواد و مصالح بیشتری برداشت شده است. یعنی جایی که در آن مکانیسم  تخریب شیمیایی متمرکز شده  و منجر به انحلال سنگ بستر می­شود. در این نوع از دولین­ها مقدار سنگ آهکی که می­تواند به واسطه انحلال از بین برود به دو متغیر: غلظت املاح[53] و حجم حلال[54] (در مورد مقدار تخلیه آب از طریق دولین) بستگی دارد. تغییرات در یک یا هر دو این متغیرها می­تواند مسئول تمرکز انحلال در نزدیکی مرکز فرونشست باشد، اما چنانچه تغییر محلی در غلظت املاح به تنهایی برای چگونگی رخداد انحلال دولین کافی باشد، می­توان گفت که در یک منطقه آب و هوایی معین در هر نوع سنگ آهکی این پدیده­ می­تواند ایجاد شود. اما در برخی موارد اینگونه نیست، چنانچه با مقایسه مناظر و چشم­اندازهای تشکیل شده درآهک­های دونین، کربو نیفر، ژوراسیک و کرتاسه در انگلستان مشخص شده است که تشکیل دولین­ها در آهک­های کربونیفر شایع­تر بوده ولی در آهک­های کرتاسه و ژوراسیک کمتر یافت می­شوند. بنابراین، تغییرات فضایی محلی ایجاد شده در جریان و سرعت آب را بایستی عامل تمرکز خوردگی دانست. توسعه انواع دولین به توانایی آب در فرو رفتن به داخل زمین و جریان آن از طریق سنگ­های کارستی به سمت خروجی چشمه­ها وابسته است. رخنمون شدن سنگ آهک بواسطه فرسایش، یک نقطه ورودی را برای نفوذ آب فراهم نموده، همچنین دره حفر شده در داخل سنگ آهک به عنوان نقطه و مرز خروجی شناخته می­شود. آب باران که در جو اسیدی شده به هنگام نفوذ در خاک خاصیت اسیدی آن بیشتر شود. نفوذ این آب به سمت پایین باعث افزایش اثر انحلالی آن تا عمق 10 متری سطح زمین می­شود. پراکنش فضایی درزه­ها[55](JOINTING را ببینید)گسل­ها و سطوح لایه­بندی[56] در داخل سنگ­ها به دلیل تاریخچه زمین­ساختی و تغییرات سنگ­شناسی متفاوت می­باشند. در نتیجه، فراوانی و پیوند متقابل شکاف­های  موجود برای انتقال جریان آب نیز متفاوت می­باشد. برخی از شکاف­ها برای نفوذ و تراوش آب از بقیه مناسب­تر می­باشند، از جمله جاهایی­که چندین درزه همدیگر را قطع می­کنند، به عنوان مسیرهای زهکشی اصلی توسعه می­یابند. جریان آب به سمت این­گونه مسیرها باعث می­شود که انحلال سنگ بواسطه سازوکار یک پس­خورند مثبت بیشتر شده و بنابراین نفوذپذیری عمودی به سمت عمق افزایش خواهد یافت.
سطح محلی اشباع آب در ناحیه اپی­کارست بالاتر از مسیرهای نشتی قرار دارد که شبیه مخروط­های فرونشستی موجود در مناطقی است که سطح ایستابی آن توسط چاه پمپاژ شده است. رواناب­ها، خطوط جریانی همگرا را بر روی منطقه زهکشی انتخابی پدید آورده و تنظیم می­کنند. بدین معنی که با تمرکز جریان حلال و کاهش ارتفاع سطح، توپوگرافی مناطقی که فرسودگی زیادی دارند، به شکل دولین­های انحلالی تغییر می­یابد. این عوارض به ویژه در فرونشست­های انحلالی بزرگ مناطق مرطوب حاره­ای که در آن فرآیندهای خوردگی در طی یخبندان­های پلیستوسن بدون وقفه انجام گرفته، رخ می­دهد. در این قبیل مکان­ها از جمله در جامائیکا گاهی اوقات اصطلاح کاکپیت[57] برای نوع خاص از این چشم­اندازها در جاهایی که فرونشست­ها در میان تپه­ها مخروطی متداخل[58] قرار دارند، بکار برده می­شود. اگرچه دولین­های انحلالی کوچک در طی15000 سال یا بیشتر در برخی از مناطق عرض­های میانی تا عرض­های بالا در اواخر دوره یخچالی پلیستوسن تشکیل شده­اند، اما برای توسعه  دولین­های انحلالی بزرگ در سنگ­های آهکی ده­ها تا صدها هزار سال زمان لازم است. در شرایطی که سنگ آهک دارای ضخامت کافی برای برش و انحلال باشد، تشکیل این چشم­اندازها ممکن است چند میلیون سال ادامه داشته باشد. چنانچه دولین­های منفرد با هم ادغام شده و به شکل چاله­های مرکب بسته­ای ظاهر شوند، تحت عنوان اووالا[59] شناخته می­شوند. دولین­های بزرگ در درون خود ممکن است به حوضه­های کوچک­تری نیز تقسیم شوند. در جاهایی که تمامی فضای موجود بواسطه فرورفتگی­هایی شبیه جعبه تخم­مرغ، اشغال شوند، چشم­اندازهای کارستی چند ضلعی[60] تشکیل می­گردد، زیرا از تقسیم فرورفتگی­های انحلالی مجاور یک الگوی چند وجهی در سطح ظاهر می­شود.
 
جدول12: اصطلاحات دولین و فروچاله که در زبان انگلیسی توسط نویسندگان مختلف مورد استفاده قرار گرفته است
دیگر اصطلاحات مورد استفاده بک و سینکلار 1986 کالشاو و والتهام 1987 سوئتینگ 1972 بوگلی 1980 جنینگز 1985 وایت 1988 فورد و ویلیامز 1989 فرایندهای تشکیل دولین
- محلول محلول محلول محلول محلول محلول محلول انحلال
- ریزش ریزش ریزش ریزش
(ناگهانی)
فرونشست
(تدریجی)		 ریزش ریزش ریزش ریزش
ریزش میان چینه­ای - فرونشست انحلالی ریزش زیرسطحی - ریزش کلاهک سنگی
- ریزشی پوشیده فرونشست آبرفت آبرفت فرونشست ریزشی پوشیده فرونشست فرونشسته پوششی
آواری، چال کارستی فرونشست پوشیده - فرونشست پوشیده پرشونده پرشونده
پرشده - دیرینه - - - - - - - دفنی
Source: from Williams 2003 modified from Waltham and Fookes 2003
 
 
 
 

شکل 47: طبقه­بندی دولین­ها(after Williams 2003)
دولین­های ریزشی(Collapse dolines)
دولین­های ریزشی(رمبشی)[61] به طور عمده توسط فرآیندهای مکانیکی تشکیل می­شوند. در مورد این­گونه از فرورفتگی­ها[62] واژه­ها و اصطلاحات متفاوتی وجود دارد(جدول 12). دلیل این گوناگونی تا حد زیادی مربوط به تنوع مواد و فرآیند­هایی است که آنها را تشکیل داده­اند(Waltham 1989). ریزش به حرکت سریع رو به پایین زمین اشاره دارد، در حالی­که فرونشست[63] به حرکت و جنبش تدریجی و آرام زمین به سمت پایین گفته می­شود که گاهی اوقات حتی بدون برهم زدن سطح زمین رخ می­دهد. این فرایندها که می­توانند در سنگ بستر کارستی رخ دهند، با توجه به ویژگی­های چینه­شناختی ممکن است روی آن  کلاهک سنگی وجود داشته باشد و یا اینکه در زیر لایه­های نازکی[64] از رسوبات ناپیوسته قرار گرفته باشند. در تمامی این موارد، لازمه فرایند ریزش، انحلال اولیه در سنگ کارستی می­باشد، که به شکل یک حفره[65] و فضای خالی به وجود می­آید. تشکیل این نوع از زمین شکل­ها[66] به مواد و مصالح مختلف و فرآیندهای مربوط به آن بستگی دارد.
جایی­که متعاقب یک حفره انحلالی، دولین­های ریزشی در سنگ بستر کارستی تشکیل شده­اند، اینگونه عوارض معمولا بخشی از یک غار محسوب می­شوند. فرایند ریزش ممکن است به دنبال خالی­شدگی و تضعیف سقف حفره­ پایینی که به سمت بالا ادامه دارد، اتفاق بیفتد که در نهایت باعث سقوط و ریزش سطح بالایی می­شود. همچنین انحلال از بالا که آن نیز تضعیف پوشش سقف غار را در پی دارد، باعث ریزش حفره می­شود. به عنوان مثال فرسایش انحلالی بواسطه زهکشی آب در نزدیکی کف یک دولین انحلالی همراه با افتادن تکیه­گاه باعث تضعیف پوشش غار زیرین از بالا و پایین شده در نتیجه منجر به ریزش کف دولین به درون غار می­شود. به طور متوسط قطر دولین­های ریزشی کوچک­تر از دولین­های انحلالی می­باشد. هر چند که نمونه­های بزرگ­تری از دولین­های ریزشی شناسایی شده­اند که دارای 700 متر طول بوده و تا عمق 400 متری ادامه دارند. از جمله می­توان به کوهستان ناکانای[67] در جزیره بریتانیای نو(در کشور پاپوآ گینه نو) اشاره نمود.
گاهی اوقات پدیده ریزش از گسترش یک غار در زیر سطح ایستابی فعلی به وجود می­آید، در این صورت دولین ریزشی دارای یک دریاچه خواهد بود. این قبیل عوارض به عنوان سنوت[68](چاه کم عمق طبیعی) شناخته می­شوند، نمونه این عوارض در شبه جزیره یوکاتان[69] مکزیک شناسایی شده­اند با این وجود زمین شکل­های مشابهی در جاهای دیگر از جمله در جنوب شرق استرالیا یافت می­شوند. عمیق­ترین دولین­ ریزشی شناخته شده، دریاچه کرونو جزرو[70](دریاچه سرخ) در کرواسی را به  وجود آورده است. که از پایین­ترین لبه آن 528 متر عمق دارد. کف این دولین ریزشی بزرگ 281 متر پایین­تر از سطح فعلی اطراف دریای آدریاتیک قرار دارد.
از بین رفتن خاصیت شناوری[71] تحت تاثیر افت سطح ایستابی فرآیند دیگری است که تنش موثر[72] را در قوس­های سنگی و گنبدهای زیرزمینی افزایش می­دهد. این عامل فشار موثر بر روی سقف را بالا برده، در نتیجه قدرت تنش موثر را افزایش می­دهد. بدین ترتیب منجر به شکست و ریزش سقف غار می­شود. زیرا در یک محیط کاملا اشباع نیروی شناوری آب به طور متوسط tm-31 می­باشد، چنانچه سطح ایستابی به میزان 30 متر کاهش یابد، تنش موثر در سنگ به tm-330 افزایش پیدا می­کند. کاهش تدریجی سطح ایستابی با برش و حفر دره همراه است، به همین خاطر مظهر چشمه­ها و همچنین ارتفاع منطقه اشباع که چشمه­ها را تغذیه می­کند، نیز کاهش می­یابد. بواسطه کاهش ارتفاع از سطح دریا، سطح ایستابی هم با سرعت بیشتری کاهش می­یابد و این فرایندی است که اغلب در پلیستوسن به دلیل تکرار نوسانات ائوستاتیک یخچالی(حرکت عمودی سطح دریا ناشی از یخبندان و ذوب یخ) اتفاق افتاده است. این عامل بویژه کارست­های ساحلی را در فلوریدا، جنوب شرقی استرالیا و یوکاتان مکزیک به خوبی تحت تاثیر قرار داده است و احتمالا تأثیر قابل توجهی در توسعه سنوت­ها(چاه کم عمق طبیعی) در این سواحل داشته است.
چنانچه بسترهای با پوشش ناپیوسته و سست بواسطه افت سطح ایستابی زهکشی شوند و سپس این بسترها - بواسطه خشک شدن- تثبیت و متراکم گردند، این عامل به نوبه خود منجر به نشست زمین و ریزش لایه رسوبات آواری که قبلا آبدار بوده، می­شود. این فرایند در فلوریدا روندی عادی است زیرا سازندهای متخلخل ماسه­ای روی سنگ آهک کارستی شده قرار گرفته و در گذشته برداشت از سفره­های زیرزمینی برای تامین آب، منجر  به کاهش هر چه بیشتر خاصیت شناوری در این منطقه شده است. این فرایند و همچنین از دست رفتن گسترده آب در مناطق کارستی بواسطه فعالیت­های معدنی[73] منجر به بروز بلایای خطرناکی ناشی از ریزش و رمبش خواهد شد(Beck and Pearson 1995). این دولین­ها که در بسترهایی با پوشش ناپیوسته تشکیل می­شوند گاهی اوقات به عنوان فروچاله­های ریزشی پوشیده[74] نامیده می شود(جدول 12).
 
دولین­های فرونشستی[75](پرشونده[76] / فرونشسته پوششی[77])(Subsidence (suffosion/dropout) dolines)
وقتی که رسوبات سست و ناپیوسته مانند آبرفت، یخرفت­، لس و یا ماسه­ در هسته سنگ کارستی شده قرار گیرد ،گاهی اوقات این رسوبات ممکن است از طریق توسعه معابر انحلالی در کارست زیرسطحی[78] از پایین تخلیه شده، در نتیجه منجر به فرونشست تدریجی یا سریع سطح زمین شوند. از این رو برخی موارد از اصطلاح دولین فرونشستی برای هر نوع فرورفتگی بسته­ در رسوبات سست و ناپیوسته استفاده می­شود. هر چند که این واژه برای فرورفتگی­های با مقیاس بسیار بزرگ­تر مانند فرونشست­های منطقه­ای نیز به کار برده می­شود. اغلب اوقات ترکیبی از فرآیندها از جمله خوردگی و ریزش سنگ بستر زیرین در توسعه دولین­های فرونشستی دخالت دارند. علاوه بر آن پرشوندگی، جریان گل و حفره ریزشی موجود در مصالح پوششی در تشکیل این عارضه نقش دارند. با این حال فرایندهای عمده­ای مانند پرشوندگی و نیز شستشوی تدریجی ذرات ریز[79] به سمت پایین، بواسطه ترکیبی از فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی انجام می­گیرد.
همچنین اثر توپوگرافی این فعالیت به چسبندگی و یا عدم چسبندگی مواد وابسته است. در رسوبات چسبنده تخلیه مواد ممکن است برای مدت زمان اندکی بدون هرگونه نشانه سطحی ادامه ­یابد. با این حال، تشکیل حفره بزرگی که به سمت بالا توسعه می­یابد به طور ناگهانی متوقف شده و گاهی اوقات سطح زمین به طور فاجعه­آمیزی فرو می­ریزد. در نتیجه این گودال(فرورفتگی) تحت عنوان دولین فرونشسته پوششی[80] یا دولین ریزشی پوشیده[81] شناخته می­شود. در بریتانیا وجود قلوه سنگ­های رسی یخچالی بر روی سنگ آهک، دولین­های پرشونده­ای را تشکیل داده که تحت عنوان چال کارستی[82] شناخته می شوند. در ایالات متحده آمریکا برای این چنین عوارض مشابهی که در مواد همگن ریزدانه تشکیل می­شوند، از عنوان فروچاله فرونشستی پوشیده[83] استفاده می­کنند.
References
Beck, B.F. and Pearson, F.M. (eds) (1995) Karst Geohazards: Engineering and Environmental Problems in Karst Terrane, Rotterdam: Balkema.
Ford, D.C. and Williams, W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Chapman and Hall.
Waltham, A.C. (1989) Ground Subsidence, Glasgow: Blackie.
Waltham, A.C. and Fookes, P.G. (2003) Engineering classification of Karst ground conditions, Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology 36(2), 101–118.
Williams, P.W. (2003) Dolines, in J. Gunn (ed.) Encyclopedia of Cave and Karst Science, London: Routledge.
 
 PAUL W. WILLIAMS   (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DONGA –  سیلابکند (دره کوچک سیلابکند)
از  واژه آفریقایی Udonga به معنی دیوار اقتباس شده است، این اصطلاح در جنوب آفریقا برای توصیف یک خندق(آبکند) یا منطقه بدلندی(هزار دره) ناشی از فرسایش شدید، به کار برده می­شود(شکل35). گستردگی این عارضه در لسوتو، زیمبابوه، مراتع سوازیلند، در کارو[84] و کوازولو- ناتال[85] واقع در آفریقای جنوبی، بویژه در نواحی کوهرفتی و همچنین در مناطقی که متوسط بارش سالانه بین 600 تا 800 میلی­متر بوده و در آن سنگ بستر به شدت هوازده می­باشد، شایع­تر است. جاهایی که در آن درصد سدیم قابل تبادل مواد(ESP[86]) بالا باشد، کناره­های این عوارض ممکن است بسیار شیاردار شود(Watson et al. 1984). از یک سو حرکات مکرر در رسوبات کوهرفتی و خاک­های دیرینه و از سوی دیگر حفر و بریدگی در این رسوبات رخ داده است (Botha and Federoff 1995). تغییر آب و هوا و تغییرات پوشش زمین ناشی از فعالیت­های انسانی و در مرحله  بعد گسترش گله­داری و نیز جنگل­زدایی به منظور انجام فعالیت­های مرتبط با  ذوب آهن را می­توان از جمله دلایل این  بریدگی و حفر برشمرد. بحث در مورد منشاء این عوارض شبیه به بحث­هایی است که در ارتباط با شکل­گیری خشک­رودها[87] در غرب آمریکا مطرح شده است. احتمالا فرسایش تونلی (PIPE AND PIPING را ببینید) فرایند مهمی در توسعه دره­های کوچک سیلابکند می­باشد. 

شکل 35: توسعه یک دره سیلابکند در مواد کوهرفتی با قابلیت فرسایشی بالا در کف دره­ای در نزدیکی St Michael’s Mission در زیمبابوه مرکزی
 
References
Botha, G.A. and Federoff, N. (1995) Palaeosols in Late Quaternary colluvium, northern Kwazulu-Natal, South Africa, Journal of African Earth Sciences 21, 291–311.
Rienks, S.M., Botha, G.A. and Hughes, J.C. (2000) Some physical and chemical properties of sediments exposed in a gully (donga) in northern Kwazulu- Natal, South Africa, and their relationship to the erodibility of the colluvial layers, Catena 39, 11–31.
Watson, A., Goudie, A.S. and Price-Williams, D. (1984) the palaeoenvironmental interpretation of colluvial sediments and palaeosols of the Late Pleistocene Hypothermal in southern Africa, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology45, 225–249.
 
A.S. GOUDIE                     (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
 
DOWNSTREAM FINING- ریزشدگی به سمت پایاب جریان
به ویژگی و مشخصه کاهش اندازه متوسط مواد بستری رودخانه متناسب با فاصله از پایاب رودخانه گفته می­شود. این ویژگی ممکن است شامل توالی کاملی از موادی به اندازه قلوه سنگ­های نزدیک به سرچشمه رودخانه، تا شن و ماسه و سیلت و رس در محل تلاقی رودخانه و دریا باشد. بسیاری از رودخانه­ها تمامی این تغییرات منظم را ندارند و در انتها ممکن است به بسترهای شنی و ماسه­ای ختم شوند. فرایند ریزشدگی به سمت پایاب جریان برای اولین بار توسط استرنبرگ[88](1875) به عنوان یک روند نمایی منفی به رسمیت شناخته شد. وی این ویژگی را به وسیله فرایند سایش[89] توضیح داد. در بسیاری از موارد فرایند سایش مهم می­باشد. اما اندازه­گیری آزمایشگاهی نرخ سایش نشان می­دهد فرایند مذکور به تنهایی برای توضیح روند ریزشدگی مواد کافی نمی­باشد. از دیرباز مشخص شده که ذرات رسوبی کوچک­تر نسبت به رسوبات بزرگ­تری که به عنوان بار بستری حمل می­شوند، بایستی مسیر بیشتری را طی کنند. طی دهه1980 هنگامی که مشخص شد در رودخانه­های با بستر شنی تنها مقدار ناچیزی از رسوبات با اندازه انتخابی به عنوان بار بستر حمل می­شوند، این مکانیزم انتخابی حمل مورد تردید و سوال قرار گرفت. تحقیقات بیشتر در این زمینه نشان داده که حتی وجود درصد کوچکی از رسوبات با اندازه انتخابی در دوره­های زمانی طولانی می­تواند باعث ریزشدگی قابل توجهی به سمت پایاب جریان شود. بنابراین بهترین عنوان برای توالی جورشدگی اندازه رسوبات در طی فرایند حمل بار بستری، ریزشدگی به  سمت  پایاب جریان می­باشد. به طور کلی سایش و خردشدگی ذرات به عنوان اثرات ثانویه­ای عمل می­کنند که ممکن است سرعت ریزشدگی را افزایش دهند.       ریزشدگی به سمت پایاب جریان همراه با تغییر شیب بستر، عرض و عمق کانال و نیز سرعت جریان از جمله عوامل موثر در سیستم­های دانه­بندی و درجه­بندی رودخانه می­باشد (GRADE, CONCEPT OF را ببینید). نرخ ریزشدگی به سمت پایاب جریان(درجه تقعر نمودار اندازه ذرات در برابر فاصله از پایاب جریان) با طول رودخانه نسبت معکوس دارد، به طوری­که در رودخانه­های کوتاه فرایند ریزشدگی سریع بوده اما در رودخانه­های طولانی این فرایند آهسته انجام می­شود. بررسی دقیق اندازه مواد بستری نشان می­دهد که ریزشدگی به سمت پایاب جریان به ندرت به صورت، فرایندی آرام و مداوم رخ می­دهد. تغییرات ناگهانی اندازه ذرات در جایی که شاخه­های فرعی وارد رودخانه اصلی شده و یا در نزدیکی منبع رسوب رخ می­دهد (TERRACE, RIVER را ببینید). هرچند که این آشفتگی­ها در مقیاس کلی رودخانه از بین می­رود، اما نشان دهنده اینست که شبکه­های رودخانه­ای چگونه مسیر آب و رسوب پایاب را تعیین نموده و از این طریق باعث تغییراتی در محیط زیست رود می­شود. نکته قابل توجه، تغییر ناگهانی مواد بستری رودخانه از دانه­های با اندازه شن(بزرگ­تر از 2 میلی­متر) تا دانه­های ماسه(کوچک­تر از2 میلی­متر) می­باشد که در بسیاری از رودخانه­ها رخ می­دهد. این تغییر می­تواند نتیجه ورود مقادیر فراوانی ذرات ماسه به رودخانه و یا نتیجه فعل و انفعالات پیچیده بین حرکت رسوب و هیدرولیک جریان باشد که به صورت مقادیری ماسه در بیش از حدود 20 درصد بستر رودخانه رخ می­دهد.
References
Sternberg, H. (1875) Untersuchungen uber Langen-und Querprofil geschiebefuhrender Flusse, Zeitschrift fur Bauwesen 25, 483–506.
Further reading
Hoey, T.B. and Bluck, B.J. (1999) Identifying the controls over downstream fining of river gravels, Journal of Sedimentary Research 69, 40–50.
Sambrook Smith, G.H. and Ferguson, R.I. (1995) the gravel-sand transition along river channels, Journal of Sedimentary Research A65, 423–430.
SEE ALSO: channels, alluvial; hydraulic geometry
 
TREVOR B. HOEY          (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DRAA (MEGADUNE) – دراآ (تلماسه­ بزرگ بادی)
دراآ واژه­ای  عربی و به معنای بازو[90] می­باشد. این واژه ممکن است برای مشخص نمودن بزرگترین اجزاء از سلسله مراتب اشکال بستری ایجاد شده توسط باد[91] استفاده شده باشد. این اصطلاح در زبان انگلیسی برای اولین بار توسط ویلسون[92] (1972) استفاده شد. دراآ همچنین به عنوان تلماسه­های مرکب و پیچیده(Breed and Grow 1979) و یا تلماسه­های بزرگ[93] (Warren and Allison 1998) شناخته شده­اند. این عوارض به طور معمول اشکال بستری بزرگی هستند که فاصله بین آنها  بیش از 500 متر است و دارای ارتفاعی نزدیک به 200 تا 300 متر می­باشند و ممکن است به شکل خطی[94]، هلالی[95] و یا ستاره­ای ظاهر شوند. نمونه­هایی از تلماسه­های خطی[96] شامل دریای ماسه در نامیب[97]، ربع الخالی در عربستان و ارگ(تلماسه­زار) آکچر[98] در موریتانی می­باشد. تلماسه­های هلالی را می­توان در منطقه لیوا[99] در امارات متحده عربی و عربستان، دریای ماسه در نامیب و نیز در منطقه تلماسه­ای الگادانس [100]کالیفرنیا مشاهده نمود. تلماسه­های ستاره­ای شکل در ارگ بزرگ غربی و شرقی در شمال آفریقا، دریای ماسه در نامیب و گران دیزرت[101] مکزیک وجود دارند. تلماسه­های بزرگ بادی به عنوان اشکال بستری روی هم قرار گرفته­ای هستند که به شکل تپه(هرم) با ارتفاع بیش از10 متر و فاصله­ای بیشتر از 300 متر مشخص شده­اند. در برخی از نقاط از جمله شمال دریای ماسه در نامیب، تپه­های ماسه­ای جدیدی به وجود آمده که دارای ویژگی­های تلماسه­های اصلی می­باشند (Bristow et al. 2000) همچنین در جاهای دیگری از جمله در وهیبه[102] عمان و در موریتانی، تپه­های ماسه­ای وجود دارند که­ نشان دهنده نسل­های مختلفی از این عوارض می­باشد. زیرا در برخی موارد این تلماسه­ها بواسطه یک رژیم بادی متفاوت از آنچه تلماسه­های اصلی را تشکیل داده، به وجود آمده­اند(Warren and Allison 1998; Lancaster et al. in press). بنابراین تلماسه­های هلالی ممکن است روی تلماسه­های خطی قرار گرفته و دو یا چندین مجموعه کوچک­تر از تلماسه­های خطی را بر روی تلماسه­های خطی قدیمی­تر ایجاد نمایند.
اندازه­ی بزرگ این تلماسه­ها چنین تصوری را به وجود می­آورد که این عوارض بوسیله بادهای پر قدرتی ایجاد شده­اند    (e.g. Wilson 1972). اما برخی دیگر معتقدند که بزرگی اندازه این نوع از­ تلماسه­ها نتیجه وجود یک رژیم بادی مدت­دار بوده که به افزایش رسوب­گذاری در این تل­های ماسه­ای منجر شده است(e.g Lancaster 1988). بزرگی اندازه این تلماسه­ها نشان دهنده ماندگاری آنها در مدت زمان طولانی بوده است. به طوری­که با توجه به اندازه آنها زمان 1000 تا 100000 سال را در نظر گرفته­اند. اخیرا مطالعات چینه­نگاری و سن­یابی نشان داده که برخی از این تلماسه­های بزرگ(بویژه تلماسه­های خطی که شکل خود را در بازه­های زمانی طولانی حفظ نموده­اند) زمین­شکل­های مرکبی هستند که بوسیله نسل­های متوالی از نهشته­های بادی ایجاد شده­اند. در برخی از مناطق(از جمله امارات متحده عربی، عمان و موریتانی) هسته­های عمده تجمع تلماسه­های بزرگ خطی حداقل 15 تا 22 هزار سال سن دارند(Glennie and Singhvi 2002; Lancaster et al. In press).
References
Breed, C.S. and Grow, T. (1979) Morphology and distribution of dunes in sand seas observed by remote sensing, in E.D. McKee (ed.) A Study of Global Sand Seas, United States Geological Survey Professional Paper 1,052, 253–304.
Bristow, C.S., Bailey, S.D. and Lancaster, N. (2000) Sedimentary structure of linear sand dunes, Nature406, 56–59.
Glennie, K.W. and Singhvi, A.K. (2002) Event stratigraphy, palaeoenvironment and chronology of SE Arabian deserts, Quaternary Science Reviews 21, 853–869.
Lancaster, N. (1988) Controls of eolian dune size and spacing, Geology 16, 972–975.
Lancaster, N., Kocurek, G., Singhvi, A.K., Pandey, V., Deynoux, M., Ghienne, J.-P. And Lo, K. 2003. Late Pleistocene and Holocene dune activity and wind regimes in the Western Sahara of Mauritania, Geology 30, 991–994.
Warren, A. and Allison, D. (1998) the palaeoenvironmental significance of dune size hierarchies, Palaeogeography, Palaeoeclimatology, Palaeocology137, 289–303.
Wilson, I.G. (1972) Aeolian bedforms – their development and origins, Sedimentology 19, 173–210.
SEE ALSO: dune, Aeolian
 
NICK LANCASTER        (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
DRAINAGE BASIN – حوضه زهکشی
حوضه زهکشی به مساحتی از زمین گفته می­شود که آب و رسوب توسط یک رود به نقطه خروجی خاصی هدایت می­شود. ارتفاعاتی که حوضه­ها را احاطه کرده­اند شامل بالاترین خط­الراس­ها هستند که هر حوضه را از سایر حوضه­های زهکشی جدا نموده و خط تقسیم آب نامیده می­شوند. حوضه زهکشی یک واحد بنیادی ژئومورفولوژیکی می­باشد(Horton 1932: 350)که اغلب به عنوان واحد چشم­انداز اولیه­ای برای هیدرولوژی، تامین آب، تحقیقات زیست محیطی و همچنین برای فعالیت­های مرتبط با مدیریت زمین از آن استفاده می­شود.
حوضه­های زهکشی زمین­شکل­های فرسایشی هستند که به طور عمده بوسیله فعالیت آب­های جاری ایجاد شده­­اند. مفهوم حوضه­ها ممکن است شامل دو مولفه ژئومورفولوژیکی باشد: نخست، مجموعه­ای از دامنه­ها که تحت تاثیر جریانات سطحی کنترل نشده قرار دارند و دوم، شبکه انشعابی از آبراهه­­ها که جریانات متمرکز را انتقال می­دهند. گذر رواناب از دامنه به آبراهه هم به صورت واضح و هم به صورت  مبهم بیان شده است. به عقیده دیویس(1945:495) اگر چه در نگاه اول رودخانه و هرزآبهای دامنه­ای به هم شبیه نیستند ولی هر دو اعضای یک  مجموعه به هم پیوسته می­باشند. بر اساس این مفهوم کلی در حوضه زهکشی و زیرحوضه­های آن یکی از هرز آبهای قوی­تر به شکل رودخانه گسترش می­یابد. از این دیدگاه هر نقطه از حوضه زهکشی در امتداد یک مسیر جریانی قرار گرفته و هر حوضه از خروجی تا زیرحوضه­های آن ترکیبی از شبکه زهکشی انشعابی و شبکه فضایی مملو از آبراهه می­باشد. نظر دیگر این است که گذر از دامنه به آبراهه بواسطه آستانه ژئومورفولوژیکی(THRESHOLD, GEOMORPHIC را ببینید) تعیین می­شود. این آستانه مجموعه کوچک مقیاسی برای تقسیم یک چشم­انداز به دره­ها و دامنه­ها می­باشد. زیرا یک حوضه زهکشی می­تواند در بالادست هر نقطه بر روی سطح زمین تعریف شود. توصیف و تشریح یک چشم­انداز در داخل حوضه­های زهکشی خاص برای برخی اهداف معین انجام می­گیرد.
اصطلاحات مترادف دیگری برای حوضه زهکشی وجود دارد. در بریتانیا معمولا حوضه آبریز[103] استفاده می­شود، در حالی که در ایالات متحده آمریکا واژه حوضه آبخیز[104] به کار برده می­شود. حوضه آبخیز واژه­­ای مبهم است که همیشه مترادف با پخشاب حوضه[105](خط تقسیم حوضه) به کار ­رفته است، که در بریتانیا هنوز هم بدین صورت استفاده می­شود. برای حوضه­های وسیعی که توسط یک رودخانه بزرگ زهکشی می­شوند، اغلب از اصطلاح حوضه رودخانه[106](به عنوان مثال حوضه رودخانه آمازون) استفاده می­کنند. اصطلاحات حوضه زهکشی، حوضه آبریز و حوضه آبخیز بطور ذاتی نمی­توانند بر اندازه منطقه زهکشی دلالت نمایند. با این حال، برخی از سازمان­های دولتی در ایالات متحده و دیگر کشورها، سیستم­های طبقه­بندی مبتنی بر اندازه را به کار می­برند. بدین صورت که حوضه آبریز کوچک­تر از حوضه آبخیز و همچنین حوضه آبخیز را کوچک­تر از یک حوضه در نظر می­گیرند. ویژگی­های شکلی و ساختاری حوضه­ها و شبکه­ زهکشی آنها بواسطه خواص مورفومتریکی(ریخت­سنجی) شامل: اندازه، سطح، شکل، ناهمواری و الگو تشریح می­شود. ناحیه زهکشی(ناحیه­ای با وسعت مشخص در داخل پخشاب حوضه) توصیف کننده مهم یک حوضه است که آب و رسوب یک حوضه زهکشی را تامین می­کند. از آنجا که برجسته­ترین ویژگی و عارضه یک حوضه، شبکه زهکشی آن می­باشد، خواص مورفومتریک(ریخت­سنجی) شبکه برای توصیف حوضه زهکشی نیز مورد استفاده قرار می­گیرد. یکی از معیارهای کیفی که اندازه حوضه زهکشی را بیان می­کند، رده آبراهه[107] در خروجی رود می­باشد(STREAM ORDERING را ببینید).
تشریح و توصیف حوضه­های زهکشی و تعیین خواص مورفومتریک آنها به طور سنتی با استفاده از نقشه­های توپوگرافی و روش­های دستی انجام می­شده است. اما امروزه با استفاده از مدل­های رقومی ارتفاع(DEM) و سیستم­ اطلاعات جغرافیایی(GIS) امکان­ تشریح حوضه آبخیز، استخراج شبکه زهکشی و محاسبه خودکار خواص مورفومتریک حوضه­ها فراهم شده است. اگر چه حوضه­های زهکشی واحدهایی بنیادی در ژئومورفولوژی هستند، اما ممکن است همیشه بهترین انتخاب برای اهداف تحقیقی و یا مدیریت زمین نباشند. در چشم­اندازهای متاثر از عوارض غیر رودخانه­ای مثل دیگچال­ها[108](KETTLE  و KETTLE HOLE را ببینید) و یا تلماسه­های بادی (DUNE, AEOLIAN را ببینید)، شبکه­ها و حوضه­های زهکشی اغلب به ندرت مشخص می­شوند. حتی ممکن است ترسیم آنها با استفاده از روش­های دستی یا سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) نیز مشکل باشد. 
سازماندهی حوضه زهکشی(Drainage basin organization)
یک حوضه زهکشی ممکن است از دو زیر واحد شامل: مجموعه­ای از دامنه­ها و شبکه زهکشی تشکیل شود. اگر چه دامنه­ها در برخی موارد تا بیش از 95 درصد از وسعت حوضه را به خود اختصاص می­دهند، اما شبکه زهکشی می­تواند دامنه­ها را در یک حوضه به طور محسوسی سازماندهی نماید. شبکه زهکشی با ساختار شبه درختی، آب و رسوب را در طول مسیرهای جریان متمرکز نموده و از حوضه خارج می­کند. شبکه­های زهکشی از نقاط الحاق [109] درونی و بیرونی بین گره­های[110] متوالی شکل گرفته­اند، که در آن گره­ها به صورت سرچشمه[111]، اتصالات[112] و یا خروجی حوضه[113] می­باشد. نقاط الحاق بیرونی یا آبراهه رده یک، ارتباط بین سرچشمه و پیوستگاه پایین دستی را برقرار می­کند. نقاط الحاق داخلی، دو پیوستگاه را به هم ارتباط می­دهد و یا یک پیوستگاه را به خروجی حوضه متصل می­کند.
با استفاده از سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) و مدل رقومی ارتفاع(DEM) می­توان یک شبکه فضایی مملو ازآبرهه را در داخل حوضه زهکشی همراه با نقاط الحاقی در پخشاب[114] بیرونی حوضه یا پخشاب­های داخلی مشخص نمود. در درون چنین شبکه­ای، چندین شبکه آبراهه­ای خرد نیز وجود دارد. بسیاری از محققان معتقدند که خطوط آبی رنگ در نقشه­های توپوگرافی، که به صورت جریان و سیستم­های جریانی می­باشند، به شبکه زهکشی اشاره دارند. برخی دیگر نیز شبکه جریان[115] را مترادف با شبکه آبراهه[116] در نظر گرفته­اند. اما برخی دیگر معتقدند که آبراهه­ها عوارض ژئومورفولوژیکی می­باشند که تنها از طریق پیمایش میدانی قابل شناسایی هستند. همچنین حوضه زهکشی شامل شبکه­ای از دره­ها می­باشد که این دره­ها ممکن است دارای جریان یا آبراهه­هایی بوده و یا فاقد این ویژگی­ها باشد.
بخش عمده­ای از تجزیه و تحلیل­های ژئومورفولوژیکی، به حوضه­های زهکشی بویژه سازماندهی و توسعه ساختار انشعابی شبکه­های زهکشی اختصاص دارد. هورتون[117](1945) در یک نوشتاری بسیاری از مفاهیمی را که امروزه تجزیه و تحلیل­های ژئومورفولوژیکی از حوضه­های زهکشی بر پایه آن قرار دارد، را ارائه نمود. او پایه و اساس روش سلسله مراتبی را برای رتبه­بندی آبراهه و قوانین ترکیب زهکش ارائه کرد که بعدها با توجه به تغییراتی که استرالر[118](1957) و دیگران در این قوانین اعمال نمودند، به عنوان روشی مناسب برای درک خواص هندسی و توپولوژی شبکه­های زهکشی مورد استفاده قرار گرفت. در سیستم رتبه­بندی هورتون/ استرالر سرچشمه و نقطه شروع آبراهه­ها (نقاط الحاقی بیرونی) به عنوان رتبه یک تعیین شده است. هنگامی که دو آبراهه رتبه یک به هم متصل شوند، به عنوان یک آبراهه رتبه دوم شناخته می­شود، به طور کلی در محل اتصال دو آبراهه با رتبه برابر، آبراهه قطعه پایین دست یک رتبه افزایش می­یابد. امکان دارد که شاخه­های فرعی با رتبه پایین بدون آنکه رتبه آنها افزایش یابد در داخل آبراهه با رتبه بالا جریان یابند، آبراهه­های با رتبه برابر به عنوان بخشی از کل آبراهه به منظور تعیین شماره آبراهه­ها، طول و شیب آبراهه و نیز مساحت تحت پوشش هر آبراهه مورد استفاده قرار می­گیرند. قوانین هورتون در مورد ترکیب زهکشی به روابط تجربی مستقیم بین مقادیر و رتبه آبراهه بر روی نمودارهای نیمه لگاریتمی اشاره دارد.
هورتون(1945: 283) همچنین مفهوم تراکم زهکشی[119] را ابداع نمود. این مفهوم نشان دهنده درجه قطع­شدگی و تقسیم یک حوضه زهکشی به دامنه­های فرعی توسط شبکه آبراهه­ای حوضه می­باشد. مفاهیم هورتون از تجزیه و تحلیل شبکه را می­توان در هر یک از اجزاء شبکه­های زهکشی از جمله آبراهه، دره­ها و همچنین شبکه­های مشتق از GISبه کار برد. رویکردهای احتمالی- توپولوژیکی به تجزیه و تحلیل شبکه، روشی است که از طریق آن به بررسی انواع شبکه­های زهکشی از جمله شبکه­های منظم و تصادفی پرداخته می­شود(Shreve 1966; Smart 1968). مدل­های توپولوژی تصادفی[120] می­توانند بسیاری از قوانین هورتون را به آسانی توضیح دهند. قوانین هورتون در واقع قوانین دقیقی نبوده، بلکه صرفا عباراتی هستند که محتمل­ترین حالات آرایش شبکه را توضیح می­دهند. این قوانین، خود همانندی ترتیب و ساختار شبکه­های رودخانه­ای را مشخص می­کنند. این چنین خاصیت خود همانندی، منجر به استفاده از هندسه فرکتال[121](برخال) برای توصیف شبکه­های رودخانه شده است(FRACTAL را ببینید).
فرکتال(برخال) اشیائی با هندسه خود مشابه هستند که در مقیاس­های وسیع همان ترتیب و پیچیدگی اولیه خود را حفظ می­کنند[122]. چنانچه الگوی شبکه رودخانه با هندسه فرکتال توصیف شود، بعد فرکتالی آن بین عدد یک (برای عوارض خطی) و عدد دو(برای یک فضای دو بعدی) خواهد بود. این ابعاد می­تواند وابسته به، نسبت انشعاب هورتون و نسبت طول باشند(Tarboton et al. 1988; La Barbera and Rosso 1989). هک[123](1957) برای اولین بار به تباین ابعادی[124] بین طول آبراهه اصلی و وسعت ناحیه زهکشی حوضه رودخانه اشاره نمود. این مفهوم می­تواند به معنای افزایش طول، متناسب با افزایش اندازه حوضه باشد، بنابراین چنین نگرشی با مفهوم خود همانندی در تضاد می­باشد. چرا که برخی از آبراهه­ها و یا جریان­های  منفرد دارای بعد فرکتالی بین 1/1 تا 2/1 می­باشند. اظهار نظرهایی بدین مفهوم وجود دارد که پرشدگی فضایی توسط آبراهه­ها محدودیتی در آرایش شبکه­های رودخانه می­باشد، زیرا به طور کلی این شبکه­ها باید در یک ناحیه دو بعدی زهکشی شوند. این محدودیت بر روابط بین نسبت طول، نسبت انشعاب هورتونی و نسبت مساحت با بعد فرکتالی جریا­ن­های منفرد دلالت دارد. پیوستگی بین آرایش فضایی شبکه زهکشی و مشخصه­های جریان، در چارچوبی تئوریکی از شبکه آبراهه­ای بهینه ارائه شده است. در شبکه آبراهه­ای بهینه، انرژی در سراسر و یا در بخش­هایی از آن به حداقل می­رسد. این چنین شبکه­هایی دارای سه اصل می­باشند: 1) در هر نقطه الحاقی مصرف انرژی برای حمل مواد به حداقل برسد، 2) در همه جای شبکه، انرژی یکسانی در واحد سطح مصرف شود، 3) مصرف انرژی برای شبکه به عنوان یک کل به حداقل برسد. ترکیب این اصول برای توضیح ساختار درخت مانند[125] شبکه­های زهکشی و روابط تجربی به منظور سازماندهی شبکه، کافی می­باشد.
آبراهه­های رده یک و حوضه­های زهکشی اجزای مهم حوضه­های رودخانه­ای می­باشند. در بالادست یک آبراهه رده اول، حفره دامنه­ای فاقد آبراهه یا آبراهه رده صفر منظور شده است. نزدیک به نیمی از طول شبکه زهکشی در حوضه­های رودخانه­ای ممکن است شامل نقاط الحاقی رده یک باشد و این حوضه­های رده یک تا 50 درصد از مساحت حوضه رودخانه را در بر می­گیرند. در ­چنین حوضه­های آبخیز کوچک مقیاسی، رواناب تولید شده بر روی دامنه­ها  وارد جریان رود شده و این فرایند خود باعث شکل­گیری کانال می­شود. در حوضه­های رده پایین کمترین اتصال و پیوند بین آبراهه­های روی دامنه­­­ها برقرار می­شود، به همین دلیل بین فرآیندهای دامنه­ای[126]­ (HILLSLOPE, PROCESS را ببینید) و فرایندهای آبراهه­ای[127] رقابت به وجود می­آید.
 
توسعه و تکامل حوضه(Basin development and evolution)
توصیف فضایی از وضعیت حوضه زهکشی در یک نقطه و در طول زمان را سازماندهی حوضه زهکشی گویند. حوضه زهکشی و شبکه­های زهکشی ثابت نیستند، و با توجه به تاثیرات بیرونی و پاسخ­های پیچیده[128] درونی در طول زمان تغییر می­کنند. به منظور بررسی توسعه حوضه زهکشی، ژئومورفولوژیست­ها از سه روش مختلف استفاده کرده­اند: 1): جایگزینی مکانی- زمانی 2) مطالعات تجربی 3) مدل­­سازی و شبیه سازی رایانه­ای. مطالعات اولیه از تکامل حوضه، بر جایگزینی مکانی- زمانی استوار بود(به عنوان مثال فرضیه ارگودیک[129]). با استفاده از نقشه­ حوضه­های زهکشی مختلف که مراحل توسعه تدریجی حوضه را نمایش می­دهد، می­توان مراحل تکاملی حوضه­ها را استنتاج نمود. ژئومورفولوژی تجربی از طریق شبیه­سازی باران بر روی جعبه­های آزمایشگاهی حاوی ماسه[130] مورد استفاده قرار گرفته است. در این رابطه، جزئیات توسعه سیستم زهکشی از طریق نقشه­برداری و عکس­های دارای سری زمانی، ثبت می­شوند. همزمان با پیشرفت در فناوری رایانه، مفاهیم تجربی و نظری به عنوان یک مکمل به مدل­های رایانه­ای کمک نمود تا  بتوان تکامل طولانی مدت حوضه زهکشی را شبیه­سازی نمود.
اگر چه حالات تکامل حوضه به شرایط مرزی معین و عوامل محرک بستگی دارد، با این وجود چند مرحله مهم در توسعه حوضه را می­توان مشخص نمود. با فرض اینکه سرچشمه یک حوضه بر روی یک سطح صاف و هموار قرار دارد، رشد شبکه آبراهه از طریق فرآیندهای شروع[131]، کشیدگی[132] و گسترش[133](بسط) صورت می­گیرد. پس از توسعه اولیه یک شبکه اسکلتی، آبراهه­های اندکی در حالت موازی در سراسر طول حوضه کشیده می­شوند و یک شبکه زهکشی کم تراکم را شکل می­دهند. با گذشت زمان، زیربری[134] شبکه آبراهه­ای امتداد یافته، باعث گسترش و بسط شبکه زهکشی از طریق اضافه نمودن آبراهه­های فرعی شده و همزمان نیز تراکم زهکشی را افزایش می­دهد. در مراحل اولیه توسعه حوضه، تراکم زهکشی به سرعت افزایش یافته  و بار و بازده رسوب حوضه زیاد می­شود. در نهایت، شبکه آبراهه یک دوره گسترش حداکثری در افزایش طول آبراهه را از طریق فرسایش قهقرایی[135] طی می­کند و بواسطه عامل پرشدگی تحت تاثیر فرآیندهای دامنه­ای به شرایط تعادلی می­رسد. حوضه­های زهکشی کوچکتر از طریق  مکانیسم اسارت[136] در حوضه­های بزرگ­تر ادغام می­شوند. در نتیجه­ی ادامه فرسایش و کاهش ارتفاع کل حوضه تا نزدیکی سطح اساس، فرایند انتزاع شبکه رخ می­دهد. کم شدن شیب آبراهه، توان رود و فرسایش­پذیری آبراهه را کاهش می­دهد، در نتیجه فرآیندهای دامنه­ای (SOIL CREEP and SLOPEWASH را ببینید) آبراهه­های رده پایین را پر نموده و موجب  انتزاع آنها از شبکه زهکشی می­شود. به غیر از مدل­های تجربی، به ندرت می­توان گفت که یک حوضه از یک سطح هموار شروع شده و یا بر روی  سطوح شیب­دار با مواد یکنواخت و همگن قرار می­گیرد. بنابراین تکامل حوضه­های زهکشی واقعی بسیار پیچیده­تر از آن چیزی است که مدل­های تجربی ارائه می­دهند. بعلاوه هیچ مقیاس زمانی مرتبط با مدل تکاملی که در بالا توضیح داده شد، وجود ندارد، اما طول عمر و ماندگاری حوضه و سیستم زهکشی آن را می­توان با افزایش اندازه حوضه در ارتباط دانست.
حوضه­های رودخانه بزرگ ممکن است برای ده­ها میلیون سال باقی بمانند. در چنین مدت زمان طولانی، تغییر شرایط آب و هوایی و رویدادهای زمین­ساختی[137] تا حد زیادی می­توانند شرایط مراحل تکاملی که هنوز به طور کامل اجرا نشده را تغییر دهند. در نتیجه­ی تغییرات آب و هوایی راس آبراهه­های بالادست و پایین دست جابجا می­شوند، بنابراین شبکه آبراهه­ای در طول دوره­های زمانی چند دهه تا چند هزار سال می­تواند گسترده شده و یا محدود شود. رویدادهای زمین­ساختی می­توانند سطح اساس یک حوضه زهکشی را بالا یا پایین برده و منجر به شروع دوره جدیدی از فرسایش قهقرایی شده و یا مرحله فرسایشی موجود را متوقف نمایند(TECTONIC GEOMORPHOLOGY را ببینید). همچنین، مدل تکاملی شبکه آبراهه که در بالا ارائه شد، نمی­تواند فرآیندهایی که موجب توسعه و تکامل شبکه می­شوند را توضیح دهد. در نواحی و محیط­های مختلف، فرآیندهای گوناگونی مسئول شروع آبراهه و تکامل آن می­باشند. در زمین­های شیب­دار، زمین­لغزش­ها می­توانند به تشکیل آبراهه منجر شوند، اما در حوضه­های کم شیب، فرسایش قهقرایی راس آبراهه به دلیل تغییر شرایط هیدرولوژیکی منطقه، از جمله دلایل اولیه رشد شبکه می­باشد. با اینکه مدل­های توصیفی ساده می­تواند الگوی کلی تکامل را مشخص نمایند، اما به توجه اینکه جزئیات تکاملی هر حوضه با حوضه­های دیگر متفاوت است، بنابراین برای درک کامل شرایط تکاملی یک حوضه به مدل­های شبیه­سازی رایانه­ای پیچیده نیاز می­باشد.
 
تاثیرات زمین شناسی و آب و هوا(Geologic and climatic influences)
نظم موجود در شبکه­های زهکشی باعث شده که بسیاری از علاقمندان به ژئومورفولوژی به مطالعه این عوارض بپردازند. زمانی که شرایط مکانی- زمانی تغییر نکند، چنین توضیحاتی می­تواند مبانی نظری نظم الگوی شبکه را ارائه دهد. اما بایستی گفت که شبکه­های زهکشی واقعی در شرایط مکانی - زمانی مختلف تکامل می­یابند. بنابراین، الگوهای زهکشی متنوعی می­تواند تشکیل شوند، زیرا فرآیندهایی که بواسطه قوانین ژئومورفولوژیکی(LAWS, GEOMORPHOLOGICAL را ببینید)  مشخص شده­اند، در شرایط محیطی غیریکنواخت عمل می­کنند. به طور خاص، زمین­شناسی و آب و هوا تأثیرات زیادی بر فرآیندها و خصوصیات حوضه­ها و شبکه­های زهکشی دارند. برخی معتقدند که این امر می­تواند روابط بین زمین­شناسی و خصوصیات شبکه زهکشی را آشکار نماید، به شرط آنکه نظریه­های پیچیده­ای که چنین عوامل موثری را در نظر نگرفته­اند، تصحیح شوند(Bloschl and Sivapalan1995: 282). کمی نمودن تاثیر زمین­شناسی بر ویژگی­های حوضه­ زهکشی دشوار است، اما با این وجود زمین­شناسی به عنوان عاملی موثر در شکل حوضه زهکشی و توسعه آن در مقیاس­های گوناگون می­باشد. مطالعات تجربی، روابط بین تراکم زهکشی و جنس سنگ بستر و همچنین نوع سنگ را معین کرده که از طریق این روابط می­توان بسیاری از جزئیات الگوی زهکشی حوضه­ها را شناسایی نمود. حوضه­های زهکشی که تحت تاثیر سنگ­های شیلی و یا سیلتستون­ها قرار دارند، به علت نفوذپذیری کم و در نتیجه تولید جریان سطحی زیاد، نسبت به دیگر سنگ­ها تراکم زهکشی بالاتری دارند. اما مناطق دارای نفوذپذیری بالا، مانند تپه­های ماسه­ای، اغلب سیستم­های زهکشی ضعیفی داشته و در نتیجه تراکم زهکشی آنها هم بسیار پایین است.
 الگوهای آبراهه­ای درختی معمولا در شیل و سیلتستون تشکیل می­شوند، زیرا این­گونه سنگ­ها ضعیف بوده و در مقابل فرسایش مقاومت پایینی دارند. در سازندهای زمین­شناسی که از سنگ­های مقاوم­تر(مثل ماسه سنگ و گرانیت) تشکیل شده­اند، الگوهای درزه­ای، اغلب نوع شبکه زهکشی را کنترل می­کنند. زیرا شکستگی­های موجود در امتداد درزه­ها، فرسایش­پذیری[138] را بیشتر می­کند. همچنین ساختارهای زمین­شناسی، شکل حوضه و شکل شبکه زهکشی را تحت تاثیر قرار می­دهند. در یک مقیاس بزرگ و با در نظر گرفتن پخشاب حوضه زهکشی و پشته­های موجود کوهها، ممکن است حوضه رودخانه با حوضه زمین­شناسی و یا حوضه ساختاری منطبق باشد. در حوضه­های زهکشی کوچک­تر، لایه­های زمین­شناسی چین­خورده می­توانند شکل حوضه زهکشی و الگوی زهکشی، بویژه در جاهایی که لایه­ها ضعیف­تر بوده و به آسانی فرسوده شده­­اند، را تحت تاثیر قرار دهند. در چنین شرایطی معمولا الگوهای زهکشی داربستی[139] و حلقوی[140] تشکیل می­شود. چندین آبراهه با رتبه پایین از پخشاب­ها به دره امتدادی جریان می­یابند، آبراهه­های رتبه میانی دره­های طولی یا امتدادی را اشغال نموده و آبراهه­هایی با رتبه بالا در امتداد چین خوردگی­های مقاوم­تر در دره­های متقاطع جاری می­شوند. حوضه­های زهکشی نامنظم به همراه پخشاب حوضه در تیغه­ها[141] و یا کواستاها بواسطه وجود لایه­های سنگی مقاوم­تر شکل می­گیرند. گسل­ها همانند درزه­ها، باعث می­شوند که آبراهه­ها در مناطق ضعیف­تر و نیز در شکستگی سنگ­ها در دره­های مستقل جریان یابند.
آب و هوا از طریق تاثیراتی که بر روی فرآیندهای فرسایش دارد، می­تواند در توسعه حوضه زهکشی موثر باشد. مهم­ترین تاثیر آب و هوا بر شکل و توسعه حوضه زهکشی بواسطه نفوذ بارش و دما بر پوشش­گیاهی می­باشد. تراکم پوشش­گیاهی به این دلیل که فرسایش­پذیری خاک را کاهش می­دهد، به عنوان عامل کنترل فرسایش و میزان تحویل رسوب به شبکه زهکشی، عمل می­کند. نقطه و محل  شروع آبراهه و در نتیجه تراکم زهکشی، به پوشش­گیاهی وابسته است، زیرا در جایی که تراکم پوشش­گیاهی زیاد است تنش برشی مورد نیاز برای تشکیل آبراهه افزایش می­یابد. به طور معمول در مناطق خشک به علت کمبود رواناب، تراکم زهکشی پایین می­باشد. مناطق نیمه خشک بالاترین تراکم زهکشی را دارند، زیرا پوشش­گیاهی پراکنده ضعیف­تر از آنست که بتواند مانع از تشکیل آبراهه شود. در محیط­های با بارش متوسط که پوشش­گیاهی توسعه آبراهه را محدود نموده، تراکم زهکشی کم است، همچنین در مناطق با بارندگی سالانه زیاد و رواناب بالا که  پوشش گیاهی متراکمی نیز دارند، تراکم زهکشی می­تواند بالا باشد.
References
Bloschl, G. and Sivapalan, M. (1995) Scale issues in hydrological modeling: a review, Hydrological Processes 9, 251–290.
Davis, W.M. (1899) the Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Hack, J.T. (1957) Studies of Longitudinal Stream Profiles in Virginia and Maryland, Washington: US Geological Survey Professional Paper 294B.
Horton, R.E. (1932) Drainage basin characteristics, Transactions of the American Geophysical :union: 13, 350–361.
——(1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
La Barbera, P. and Rosso, R. (1989) on the fractal dimension of stream networks, Water Resources Research 25, 735–741.
Shreve, R.L. (1966) Statistical law of stream numbers, Journal of Geology 74, 17–37.
Smart, J.S. (1968) Statistical properties of stream lengths, Water Resources Research 4, 1,001–1,014.
Strahler, A.N. (1957) Quantitative analysis of watershed geomorphology, Transactions of the American Geophysical :union: 38, 913–920.
Tarboton, D.G., Bras, R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1988) the fractal nature of river networks, Water Resources Research 24, 1,317–1,322.
Further reading
Gregory, K.J. and Walling, D.E. (1973) Drainage Basin Form and Process, New York: Wiley.
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: W.H. Freeman.
Rodiguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. (1977) the Fluvial System, New York: Wiley.
 
SEE ALSO: GIS
 
CRAIG N. GOODWIN AND DAVID G. TARBOTON                (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
DRAINAGE DENSITY - تراکم زهکشی
تراکم زهکشی به عنوان نسبت طول تمام آبراهه­های یک حوضه زهکشی به مساحت آن حوضه، تعریف شده است. تراکم زهکشی با طول رابطه معکوسی دارد. در اصل، تراکم زهکشی مقیاس پایه­ای مناسبی برای قطع­شدگی وبریدگی یک چشم­انداز محسوب می­شود.  به طوری­که اندازه متوسط طول جریان سطحی(یا فاصله از پخشاب تا نزدیکترین آبراهه) قابل تعمیم به کل حوضه می­باشد. تراکم زهکشی به عنوان تابعی از آب و هوا، شرایط اقلیمی گذشته، زیست توده[142]، مواد مادری، سنگ­شناسی، ناهمواری، زمان و کاربری اراضی می­باشد. در این زمینه رابطه ثابتی که در مورد همه مناطق سازگار باشد وجود ندارد، چنانچه شوم[143](1977) با مطالعه جزئیات برخی از حوضه­ها این نتایج را ارائه نموده است. با این وجود، تراکم زهکشی پارامتر هندسی مهمی برای شبکه آبراهه­ای می­باشدکه بواسطه آن فاصله از کانال، طول شیب دامنه، حداکثر طول گسیختگی شیب، تعیین می­شود. همچنین تراکم زهکشی، فرآیندهای حاکم بر قطع شدگی و بریدگی یک چشم­انداز را منعکس­ می­کند. پاسخ هیدرولوژیکی یک شبکه آبراهه­­ای به تراکم زهکشی و میزان فرسایش رسوبات، متناسب با فاصله از آبراهه می­باشد. مطالعات نسبتا کمی در مورد چگونگی تغییر تراکم زهکشی در ارتباط با زمان، انجام گرفته است. جدول فلوم آزمایشگاهی(Schumm et al. 1987)، مطالعات میدانی(Schumm 1956)، نهشته­های یخچالی[144] (Ruhe 1952)، پادگانه­های ساحلی[145] (Kashiwaya 1987) و شبکه­های زهکشی موجود در یک چین تاقدیسی که در طول 250000 سال گذشته به تدریج بالا آمده­اند(Talling and Sowter 1999) نمونه­هایی از چنین مطالعاتی می­باشد.
باید اشاره نمود که تعریف تراکم زهکشی مستلزم پاسخگویی به دو پرسش زیر می­باشد:
1: یک کانال رود چگونه تعریف می­شود؟ این سوالی ساده اما گمراه کننده است که جواب آسانی نخواهد داشت. مونتگومری[146] و دیتریش[147] (1992) معتقدند که آستانه توپوگرافی تجربی مشخصی برای مکان راس آبراهه، که در واقع مرز بین دامنه­های کاملا هموار، دامنه­های بریده نشده[148] و بستر دره که آبراهه­ها به آن تخلیه می­شوند، وجود دارد. این محققین یک رابطه تجربی بین وسعت ناحیه زهکشی و شیب محلی برای راس آبراهه، دره­های بدون آبراهه و شبکه­های آبراهه­ای با رتبه پایین را در مناطق مختلف ارائه نموده­اند. شیب محلی و وسعت ناحیه زهکشی به ترتیب با استفاده از مطالعات میدانی و نقشه­های توپوگرافی مشخص می­شوند. آبراهه­های واقع در شیب­های بالا در پهنه­های حوضه­ای کوچک­تری به وجود می­آیند. در حالی­که در شیب­های پایین­تر برای ایجاد یک آبراهه به پهنه­های حوضه­ای وسیع­تری نیاز می­باشد. همزمان، عدم تجانس مکانی، تغییرپذیری روابط موجود بین عوامل کنترلی فوق را منعکس می­کند. تعریف تجربی از یک آبراهه مبتنی بر مطالعات میدانی با استفاده از دره رودخانه­ای فعلی و یک یا دو کناره رود انجام می­شود. اما در چنین مطالعاتی انشعابات فرعی نامشخص می­مانند.
2: رابطه بین کانال­های آبراهه­ای روی نقشه­ها و یا کانال­های آبراهه­ای قابل تشخیص در عکس­های هوایی با کانال­های آبراهه­ای واقعی بر روی زمین، چگونه است؟ شبکه آبراهه­ای اصلی، شامل رودهای دائمی[149] همراه با رواناب­ها است و شبکه آبراهه­ای فعال، از ترکیب جریان­های موقتی[150]، تناوبی[151] و دائمی تشکیل شده­اند. علاوه بر این استفاده از منحنی میزان­های نامنظم به عنوان شاهد وجود کانال­ها در بخش­هایی از دره که فاقد آبراهه­های فعال است، می­تواند موثر باشد. مشکل عمده در این زمینه مربوط به مرتفع­ترین شاخابه­های یک حوضه زهکشی می­باشد. هنگام استفاده از عکس­های هوایی، موضوع مهم­تر به قابلیت دید زیر تاج پوشش­های درختی بر می­گردد. در این زمینه مقیاس عکس یا نقشه مانعی برای تفکیک­پذیری عوارض خواهد بود. در مجموع، آنچه که توسط یک محقق اندازه­گیری می­شود ممکن است با اندازه­گیری همان پدیده توسط محققین دیگر متفاوت باشد.  
فرض می­کنیم که مشکلات مربوط به شناسایی و اندازه­گیری وجود ندارد، در این صورت مسائل نظری گوناگونی مرتبط با خصوصیات حوضه زهکشی و تکامل آنها می­تواند مطرح باشد. استرالر[152](1956) برای توسعه نظریه خود مبنی بر اینکه حوضه زهکشی به عنوان یک سیستم باز طبیعی در پی دستیابی به یک حالت ایستا می­باشد، چگونگی پیش­بینی پاسخ حوضه زهکشی به فرسایش یا رسوب­گذاری تحت تاثیر تغییر کاربری اراضی یا تغییر آب و هوا را مطرح نمود. محور این بحث نظری به نقش تراکم زهکشی برمی­گردد. وی با توجه به میزان فرسایش و دستکاری یک حوضه استدلال نمود که تراکم زهکشی با ارزش­ترین شاخص مقیاسی می­باشد و باید به عنوان تابعی از چند متغیری در نظر گرفت که تکامل حوضه را کنترل می­کنند. متغیرهای مورد استفاده استرالر در واقع بخشی از کاری بود که قبلا هورتون[153] (1945) به عنوان شدت رواناب، عامل تناسب فرسایش، شیب دامنه، ناهمواری، گرانروی حرکت رواناب[154] و شتاب ثقل، انجام داده بود.
هورتون با استفاده از قضیه پی باکینگهام[155] معادله­ای با یک تابع چهار بعدی به شرح زیر ارائه نمود:
1: حاصلضرب تراکم زهکشی و پستی و بلندی (عدد ناهمواری)
2: حاصلضرب شدت رواناب، عامل تناسب فرسایش و شیب دامنه (عدد هورتون)
3: حاصلضرب شدت رواناب، گرانروی حرکتی و پستی و بلندی (عدد رینولدز حوضه)
4: مربع شدت رواناب تقسیم بر شتاب ثقل ناهمواری(عدد فرود حوضه)
 
بنابراین تراکم زهکشی، نسبت معکوسی با مرتبه ناهمواری دارد که تابعی از اعداد هورتون، رینولدز و فرود می­باشد. هر چند که امروزه موضوع تحول حوضه زهکشی بر یک پایه و اساس منطقی­تری قرار گرفته اما حل این توابع هنوز به عنوان یک چالش باقی مانده­اند.
ملتون به دنبال تجزیه و تحلیل­های استرالر، دو مقاله­ با موضوع مدل­های رشد حوضه زهکشی(a1958) و نظریه سیستم­های  متغیر(b1958) نوشت، که در آنها بر اهمیت تراکم زهکشی تاکید نمود. ملتون (a1958) نشان داد که بین عوامل زاویه شیب دیواره دره، آب و هوا و نوع سنگ با F (فراوانی رود یا تعداد رودها در واحد سطح) و D (تراکم زهکشی)، در حوضه­های بالغ که دارای رده­های مختلف آبراهه­ای هستند، رابطه نزدیکی وجود دارد. این رابطه که بعدها به عنوان قانون ملتون شناخته شد به شکل F= 0.694 D2 ارائه گردید. شرو(1967) با جایگزینی نقاط الحاق به جای رودها و ارائه واژه ­667/0K= برای شبکه­های توپولوژیکی تصادفی، رابطه ملتون را اصلاح نمود. ضریب بی­بعد F/D2 نسبت معکوسی با شیب دیواره دره و ناهمواری حوضه(که در آن مساحت و طول آبراهه­ها ثابت است) دارد و به عنوان مقیاس کاملی از سیستم آبراهه­ای یک حوضه تفسیر شده است. قانون ملتون برای مدل رشد حوضه­هایی با بیش از یک مایل مربع مساحت متناسب فرض شده است.    استدلال شرو  بر این فرض استوار است که در بسیاری از حوضه­ها اندازه­گیری یک نقطه در طی زمان را می­توان معادل رفتار کل حوضه در طول زمان در نظر گرفت(از جزء به کل). این استدلال با رویکرد مورد نظر ملتون(b1958) متفاوت است. ملتون با مطالعه 59 حوضه زهکشی تعداد 15 متغیر از عناصر ژئومورفیکی(زمین­ریختی)، سطحی و اقلیمی را شناسایی و بر اساس ضریب همبستگی، آنها را به دو سیستم متغیر مرتبط تقسیم نمود. مطالعات میدانی گسترده­ ملتون برای جمع­آوری داده­ها، همراه با تجزیه و تحلیل­هایی که وی از روابط متقابل اجزای یک حوضه زهکشی و متغیرهای موثر بر مورفولوژی انجام داد، منجر به ارائه مدلی برای مطالعات بعدی ژئومورفیکی(زمین­ریختی) گردید(Schumm 1977: 180). همبستگی زیاد تراکم زهکشی با درصد اراضی بدون پوشش و شاخص اثربخشی بارش متناسب با نظریه هورتون به عنوان تابعی از مقاومت سطحی در برابر نیروهای فرسایشی، در بخشی از پوشش گیاهی در نظر گرفته شده است که به نوبه خود تعیین کننده میانگین طول جریان سطحی می­باشد. کی لاک[156] نشان داد که بیشترین همکاری  ملتون مربوط به قانون ملتون(a1958) و همچنین رویکرد همبستگی ساختاری وی به ژئومورفولوژی بوده است. که هر دو مورد نشان دهنده اهمیت تراکم زهکشی می­باشند.
References
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 50, 275–370.
Kashiwaya, K. (1987) Theoretical investigation of the time variation of drainage density, Earth Surface Processes and Landforms 12, 39–46.
Melton, M.A. (1958a) Geometric properties of mature drainage systems and their representation in an E4 phase space, Journal of Geology 66, 35–56.
——(1958b) Correlation structure of morphometric properties of drainage systems and their controlling agents, Journal of Geology 66, 442–460.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1992) Channel initiation and the problem of landscape scale, Science255, 826–830.
Ruhe, R.V. (1952) Topographic discontinuities of the Des Moines lobe, American Journal of Science 250, 46–56.
Schumm, S.A. (1956) Evolution of drainage systems and slopes at Perth Amboy, New Jersey, Geological Society of America Bulletin 67, 597–646.
——(1977) Drainage Basin Morphology, Pennsylvania: Dowden, Hutchinson and Ross.
——(1997) Drainage density: problems of prediction and application, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 15–45, London: Routledge.
Schumm, S.A., Mosley, M.P. and Weaver, W.E. (1987) Experimental Fluvial Geomorphology, New York: Wiley.
Shreve, R.L. (1967) Infinite topologically random channel networks, Journal of Geology 75, 178–186.
Strahler, A.N. (1956) The nature of induced erosion and aggradation, in W.L. Thomas (ed.) Man’s Role in Changing the Face of the Earth, 621–638, Chicago: University of Chicago Press.
Talling, P.J. and Sowter, M.J. (1999) Drainage density on progressively tilted surfaces with different gradients, Wheeler Ridge, California, Earth Surface Processes and Landforms 24, 809–824.
 
SEE ALSO: dynamic geomorphology; stream ordering
 
OLAV SLAYMAKER    (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
 
 
 
واژه آخر ترجمه نشده است
 
DRAINAGE PATTERN الگوی زهکشی
Because river channels concentrate surface flow and erode into landscape more efficiently than other processes, new channels tend to persist from
the pattern initially developed and are subsequently hard to alter. A collection of river channels joined together is called a drainage network,
how it is laid out on the ground in plan view is called the drainage pattern, and the channels together with all the land surface that drains to the channel is called the DRAINAGE BASIN. Channels when they join normally do so in an accordant manner, the channels join without a sudden break in elevation (sometimes called Playfair’s Law), unless they occupy unmodified glacial terrain, in which case a discordant junction is called a HANGING VALLEY. Subsequent adjustments to networks and patterns may occur when rivers are close together, and the divides between them may be broached by erosion or overflow, or underground drainage may divert water from one system to another prior to there being a surface connection of the rivers. Exploitation of geological weakness by surface erosion eventually causes the overall
drainage pattern to reflect the patterns of weakness in the underlying rocks. Major joints and fracture zones may influence subsurface as well as surface drainage and tend to localize major channels. Adjustments by divide erosion and breaching (river piracy, RIVER CAPTURE, diversion) will be most common early in the history of a landscape when relative RELIEF is least. Adjustments by underground diversion may take longer to become activ e features because large subterranean networks,
usually developed in soluble bedrock such as carbonates (KARST terrains), are needed to divert substantial drainage (abstraction). Subterranean diversion is favoured by increasing local relief in the drainage which may permit steeper hydraulic gradients between adjacent channels. Drainage patterns which derive their water entirely from regions external to the locality in question – such as the Nile River in Egypt – are called exoreic, and systems which drain to a central closed depression such as the Jordan River to the Dead Sea, and the basin draining to the Great Salt Lake in Utah – are endoreic.
The nineteenth and early twentieth-century geomorphologist W.M. Davis (1889, 1899) developed an elaborate scheme to describe the components of a river drainage network as they related to stages in its physiographic development. Of those terms, those which remain in common use are consequent and subsequent. Consequent streams are those that develop on the initial land surface in response to regional slope and any random surface declivities. Because they must eventually follow regional slope they usually reflect the tectonic framework of uplift, rather than details of the underlying geology. The term has normally been applied to large streams, but can also describe initial drainage on any new surface – such as recently glaciated terrain. Subsequent streams describe streams which, through geologic time, have been able to exploit differences in the relative erodibility of the underlying geology as the drainage system incises slowly into the uplifted block of land. Typically they develop along the geological strike exploiting, for example, weak shales or clays exposed between stronger formations (e.g. sandstones or limestones) in a sequence of sedimentary rocks so that long continued weathering and subaerial erosion over CYCLIC TIME etches out a skeleton of the underlying geology – thus the ridges and valleys of the Appalachian Ranges along the eastern side of North America reveal the folded structures; less dramatically the valleys and escarpments of
southern England and northern France also reveal the geological structures. The effect is even more dramatic in dry climates with no masking vegetation.
In igneous and metamorphic terrain master joints and shear zones may provide weakness to exploit (Figure 48c). Faults and fault zones, with heavily fractured rocks allowing access for weathering agents, are often weak zones in any geological terrain. Because consequent drainage flows down the regional slope regardless of local variations in geology, such streams are often used to reconstruct the initial stages of a landscape. However, even consequent streams can be disrupted by continued uplift, with geological structures growing upwards into the overlying streams. If the river channel can erode its bed fast enough to maintain a continuous downslope against the rising land, the river is called antecedent. As a result a river may be seen to have cut a channel, often seen as a deep gorge (see GORGE AND RAVINE), through a prominent topographic ridge around which it might have otherwise been forced to flow. The north to south segments of the Ganges and the Brahmaputra in the Himalaya have been cut in response to, and across the rising folds of, the mountain system.
 

Figure 48 Drainage patterns in relation to topography and geological structures
 
 
On occasion though, the rising structure blocks the channel and causes upstream ponding, whose new outlet may provide an entirely new pattern.
Complete reversal is possible too. The Amazon originally drained to the Pacific, but its course was reversed by the rising Andean ranges. A related condition, however, is when a regional river system, developed for example on gently tilted sedimentary strata, slowly erodes away that sediment and then erodes into a very different geological underlay. If the sedimentary cover rocks are lying unconformably upon the rocks below, the drainage pattern is said to be superimposed or superposed (Tarr 1890). It is doubtful in practice that either antecedence or superimposition are ever pure conditions because rarely can the full tectonic history of the region be known (Smith et al. 1999).
Also, large-scale topographic patterns characterizing the initial topography of the area may be reflected, as for example with radial drainage, such as in the English Lake District where original drainage lines have been greatly accentuated by glacial deepening. Part of a miniature example of radial drainage developed on a volcano is shown in Figure 48d. Davis developed many terms for other parts of the drainage system as they related to a supposed sequence of drainage and landscape development, and with respect to the original regional slope. These other terms are: insequent, resquent, obsequent; but they have fallen into disuse. Full definitions are available in Lobeck (1939: 171). Of these, insequent streams describe the myriad of streams for which no discernible control can be detected, and which give rise to dendritic patterns (Figure 48a). Despite the variations in apparent patterns (Figure 48) the patterns that matter most to the operation of the system are the internal structure of connections, and the plan of the DRAINAGE BASIN on the ground. Circular basins concentrate flow more rapidly, and generate larger peak flows than elongate basins. The structural arrangement of channels tends to reflect that of the ground plan – dendritic or vein-like structures being found usually in oval and round basins with homogeneous bedrock (Figure 48a). The Kentucky region with nearly level sedimentary rocks, and lying beyond the glacial limit, has often been used as a basis for comparison with random or randomly generated drainage networks (Mark 1983).
 
 
References
Davis, W.M. (1889) The rivers and valleys of  Pennsylvania, National Geographic Magazine 1, 183–253.
——(1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Lobeck, A.K. (1939) Geomorphology: An Introduction to the Study of Landscapes, New York: McGraw-Hill.
Mark, D.M. (1983) Relations between field-surveyed channel networks and map-based geomorphometric measures, Inez, Kentucky, Annals of the Association of American Geographers 73(3), 358–371.
Smith, B.J., Whalley, W.B. and Warke, P.A. (1999) Uplift, Erosion and Stability: Perspectives on Long Term Landscape Development, Geological Society Special Publications, 162, London: Geological Society of London.
Tarr, R.S. (1890) Superimposition of drainage in central Texas, American Journal of Science 3rd Series 40, 359–361.
Further reading
Brown, E.H. (1960) The Relief and Drainage of Wales, Cardiff: University of Wales.
Johnson, D.W. (1927) Stream Sculpture on the Atlantic Slope, New York: Columbia University Press.
Woolridge, S.W. and Linton, D.L. (1955) Structure, Surface and Drainage in South-East England, Institute of British Geographers, No. 11, London: George Philip.
KEITH J. TINKLER
 
 
 
[1]- Digital Elevation Model
[2]- Spatial Array
[3] -Square Mesh
[4] -Grid
[5]- Horizontal Resolution
[6]- Digital Terrain Model
[7]- Digital Terrain Modelling
[8]- Regular Grid
[9]- Triangulated Irregular Network
[10]- Digitized Height Contours
[11]- Square-Grid
[12]-Grid DEM
[13]- Terrain Base
[14]-Datum
[15]- Book of Genesis
[16]- Drift
[17]- Waves of Translation
[18]-Halite
[19]- Chemical Weathering
[20]-Landform
[21]- Evaporite Rocks
[22]- Insoluble
[23]- Static Water
[24]-Kinetics
[25]- Mixing Corrosion
[26]- Biogenic Barbon Dioxide
[27]- Subcutaneous Zone
[28]-Regional Runoff
[29]- Solutional Erosion
[30]- Mixing Corrosion
[31]- Aggressive
[32]-Inselberg
[33]-Diverging Weathering
[34]-Escarpment
[35]-Downwearing
[36]-Ayers Rock
[37]-Olgas
[38]-Connor
[39]-Runnel
[40]-Exfoliation Sheets
[41]-Small Caverns
[42]-Nested
[43]-Internal Divergence
[44]-Ergodic
[45]-Sinkhole
[46]-Depression
[47]-Swallow Hole
[48]-Stream-Sink
[49]-Dissolution Dolines
[50]-Collapse
[51]-Suffosion
[52]-Regional Subsidence
[53]-Solute
[54] -Solvent
[55]-Joints
[56]-Bedding-Planes
[57]-Cockpit
[58] Intervening Conical Hills
[59]-Uvala
[60]-Polygonal Karst
[61]-Collapse Dolines
[62]-Depressions
[63]-Subsidence
[64]-Veneers
[65]-Void
[66]-Landforms
[67]-Nakanai
[68]-Cenotes
[69]-Yucatan Peninsula
[70]-Crveno Jezero
[71]-Buoyant Support
[72]-Effective Stress
[73]-Mining
[74]-Cover Collapse Sinkholes
[75]-Subsidence Doline
[76]-Suffosion
[77]-Dropout
[78]-Underlying Karst
[79]-Fines
[80]-Dropout Doline
[81]-Cover Collapse Doline
[82]-Shakehole
[83]-Cover Subsidence Sinkholes 
[84]-Karoo
[85]-Kwazulu-Natal
[86]-Exchangeable Sodium Percentage
[87]-Arroyo
[88]-Sternberg
[89]-Abrasion
[90]-arm
[91]-Aeolian Bedform
[92]-Wilson
[93]-Megadunes
[94]-Linear
[95]-Crescentic
[96]-Linear draa
[97]-Namib Sand Sea
[98]-Akchar 
[99]-Liwa  
[100]-Algodones
[101]-Gran Desierto
[102]-Wahiba
[103]-Catchment
[104]-Watershed
[105]-Drainage divide
[106]-River basin
[107]-Stream Order
-[108] در سیستم­های فرسایش یخچالی به حفراتی که توسط یخ­های بی­حرکت ساخته می­شوند، دیگچال گفته می­شود. علت تشکیل آنها دیر ذوب شدن قشر یخی است که بر روی آن پوشش سنگی و یا شنی قرار گرفته است. برخی مواقع به این اشکال گودال کاسه­ای نیز گفته می­شود(م).
[109]-Links
[110]-Nodes
[111]-Sources
[112]-Junctions
[113]-Basin Outlet
[114]-Divide
[115]-Stream Network
[116]-Channel Network
[117]-Horton
[118]-Strahler
[119]-Drainage Density
[120]-Random Topology Models
[121]-Fractal
[122] برخال متشکل از اجزایی است که با بزرگ کردن هر جزء به نسبت معین، همان ساختار اولیه به دست می­آید. به عبارتی دیگر هر جزء با کل مجموعه همانند است(م).
 
[123]-Hack
[124]-Dimensional Inconsistency
[125]-Tree-Like Structure
[126]-Hillslope Processes
[127]-Channel Processes
[128]-Complex Responces
[129]-Ergodic Hypothesis
[130]-Sandboxes
[131]-Initiation
[132]-Elongation
[133]-Elaboration
[134]-Downcutting
[135]-Headward Erosion
[136]-River Capture
[137]-Tectonic Events
[138]-Erodibility
[139]-Trellis
[140]-Annular
[141]-Hogback
[142]-Biomass
[143]-Schumm
[144]-Glacial Tills
[145]-Coastal Terraces
[146]-Montgomery
[147]-Dietrich
[148]-Undissected Slopes
[149]-Perennial Streams
[150]-Ephemeral Streams
[151]-Intermittent Streams
[152]-Strahler
[153]-Horton
[154]-Kinematic Viscosity of Runoff
[155]-Buckingham Pi Theorem
[156]-Keylock
نشانی مطلب در وبگاه انجمن ایرانی ژئومورفولوژی:
http://irangeomorphology.ir/find-1.207.712.fa.html
برگشت به اصل مطلب