MANGROVE SWAMP - باتلاق درختان‌حرا (مرداب شاه‌پسندیان)[1]
درختان‌حرا، درختان یا درخچه‌هایی هستند که در مناطق پناه‌گاهی، در محیط‌های کم‌انرژی یا مناطق میان‌کِشند بالایی[2] در مناطق حاره و جنب‌حاره رشد می‌کنند و جایگزین مانداب شور[3] می‌شوند که در راستای خطوط ساحلی معتدلِ گِل‌آلود[4] یافت می‌شوند. بیش از پنجاه گونه از درختان حرا در دو ایالت متفاوت، یکی در جنوب‌خاوری آسیا که شامل بزرگ‌ترین تنوع گونه‌ها می‌باشد و دیگری در منطقه هند باختری با گونه‌های به‌مراتب کمتر، وجود دارند. در هند باختری، سه گونه از درختان‌حرا واقع شده‌اند. هر یک از آنها تمایل دارند تا موقعیت گسسته‌ای را دربرگیرند. رایزوفورا مانگل[5] به‌سوی دریا، آویسنیان جرمینانز[6] بیشتر در موقعیت‌های به‌سوی خشکی و لاگیونکیلاریا راسیموسا[7] آمیخته با گونه‌های دیگر یا در نواحی که دچار آشفتگی شده‌اند، یافت می‌شوند. در ایالت جنوب‌خاوری آسیا بیشتر گونه‌ها از نوع درختان‌حرا می‌باشند که با حدود سی گونه در متنوع‌ترین موقعیت‌ها یافت می‌شوند. معمولا منطقه به‌سوی دریا، متشکل از گونه‌های آویسنیان یا سونراتیا[8]می‌باشد، منطقه میانی تحت‌تسلط گونه‌های رایزوفورا و بروگیورا[9] بوده و بیشترِ مناطقِ به‌سوی خشکی که در آنجا سریوپس[10] واقع‌شده با گونه‌هایی همچون لومنیتزرا[11]، هریتریا[12] و اشکال کوتاهی از آویسنیان پوشیده شده‌اند. در نواحی با بارش سنگین، جنگل‌های درختان‌حرا با جنگل‌های حاره‌ای ادغام می‌شوند. درحالی‌که آنها در مناطق خشک، اغلب شامل پهنه‌گِلی فراشور یا اشباع از نمک[13] می‌باشند که توسط پهنه‌های بَرکشندیِ برهنه یا پوشیده از رازیانه‌آبی[14] دربرگرفته شده‌اند.
درختان‌حرا می‌توانند در آب‌شیرین رشد کنند، اما به‌نظر می‌رسد هنگامی‌که بستر شور باشد بیش از دیگر پوشش‌های‌گیاهی مزیتی اقتصادی داشته باشند. درختان‌حرا در میزان‌‌شوری‌هایی[15] که مقدار آن کمتر از میزان شوری آب دریا است بهتر عمل می‌کنند، اما می‌توانند در میزان‌شوری تا 90 قسمت در هزار[16]، زنده و باقی بمانند. درختان‌حرا نشان‌دهنده مجموعه‌ای از سازگاری‌ها با رسوبات نمکی یا شور[17] می‌باشند. سیستم‌های ریشه درختان‌حرا شامل سلول‌های تنفسی به‌نام منافذ یا خلل‌وفرج گیاهی[18] می‌باشند که اغلب مشخص هستند. این سیستم ریشه‌ای گیاهان را برای زنده ماندن در زیستگاه‌های میان‌کشند بالایی که از گِل‌ولای‌ها[19] و گِل‌ولای‌های ماسه‌ای[20] بی‌هوازی[21] تشکیل شده‌اند و درمعرض سیلاب‌های مکرر قرار دارند، توانا نموده است. سیستم‌های نگه‌دارندهِ بزرگِ ریشه، که تقریبا غیرقابل‌نفوذ می‌باشند، توسط رایزوفورا (عکس 75) شرح داده شده است. آویسنیان و سونراتیا ریشه‌هایی شبیه‌مداد[22] دارند که اصطلاحا نیومتی‌فورز[23] نامیده می‌شوند، درحالی‌که گونه‌های دیگر ریشه‌هایی نگه‌دارنده[24] یا زانویی[25] دارند. علاوه‌براین، بسیاری از گونه‌های درختان‌حرا نهال‌های بچه‌زا تولید می‌کنند. آنها همچنین ثمره یا میوه را پیش از توسعه مناسب ریشه و پیش از افتادن از درخت تولید می‌کنند.
عکس 75: درون باتلاقی از درختان‌حرا در هند باختری. درختان‌حرا از گونه رایزوفورا مانگل دارای شبکه‌ای از ریشه‌های نگه‌دارنده می‌باشند که از تنه اصلی درختان، دو یا چند متر گسترش یافته‌اند. چنین سیستم‌های ریشه‌ای می‌توانند به‌طور قابل ملاحظه‌ای جریان آب را در سراسر بستر کاهش دهند و به نهشته‌گذاری گِل‌ولای محلول در ستونی از آب، کمک نمایند. در موارد دیگر، همانند این جنگل که در اینجا نشان داده شده است، خودِ ریشه‌های الیافی[26] به ایجاد بستر توربی یا ذغال‌سنگ نارسی[27] از درختان‌حرا کمک می‌نمایند.
این‌گونه سازگاری‌ها، با محیط نامساعدی است که در آنجا درختان‌حرا زندگی می‌کنند و پهنه‌بندی گونه‌ها ظاهرا در بسیاری از خطوط ساحلی، منجر به تفسیر اولیه‌ای از درختان‌حرا تحت تاثیر جانشینی یا توالی[28] گونه‌های به‌اوج رسیده در یک پوشش‌گیاهی اوج زمینی[29] شده است. سیستم‌های ریشه، آب را به‌کندی حرکت می‌دهند و ممکن است بَرافزایش یا انباشت[30] رسوبِ درحال گسترش، در راستای ساحل را به‌دام بیندازند. تلاش‌های گوناگونی برای اندازه‌گیری نرخ رسوب در زیر جنگل‌های حرا انجام شده است. اندازه‌گیری‌های مستقیم با استفاده از سیستم‌های دستکی یا تیرچه‌ای[31] یا قرار دادن یک لایه نشانگر در سراسر درختان‌حرا، انجام شده‌اند. چنین رویکردهایی معمولا در مانداب‌های نمکی، به‌دلیل آشفتگیِ زیستیِ[32] فعال در گِل‌ولای‌ها توسط جانوران غنی و متنوع، از جمله خرچنگ‌ها و پرتاب‌کنندگان گِل‌ولای با موفقیت کمتری دیده می‌شوند. همچنین، آشفتگی زیستی به تعیین تاثیر نرخ‌های رسوب‌گذاری با استفاده از سرب 210[33] یا ایزوتوپ‌های سزیم 137[34] محدود می‌باشد، اما نرخ‌هایی تا 3 میلیمتر در سال نشان داده شده‌اند (Lynch et al. 1989). نرخ‌هایِ رسوب‌گذاریِ درازمدت‌تر با استفاده از سن‌یابی با کربن‌پرتوزا[35] مشخص شده‌اند و نشان می‌دهند که نرخ‌های رسوب‌گذاری می‌توانند تاحدود 8-6 میلیمتر در سال رخ دهند. بااینحال، تخمین‌های کوتاه‌مدت و درازمدت ممکن است مستقیما با همدیگر قابل مقایسه باشند. زیرا آنها اغلب برای تمایز اینکه آیا مواد ریشه در نزدیکی، یا در برخی از ژرفای[36] زیر سطح تشکیل شده‌اند، مشکل هستند. همچنین برای محاسبه تراکم یا فشردگی[37]، یا برای تغییر در نرخ رسوب‌گذاری[38] که احتمالا در سراسر منطقه میان‌کشندی رخ می‌دهد، مشکل هستند.
حتی اگر پهنه‌بندی گونه‌های درختان‌حرا صورت گیرد، نیازمند نشان‌دادن توالی زمانی[39] که شامل جایگزینی مناطق پیاپی در طی زمان است، نمی‌باشد. الگوبندی گونه‌ها ممکن است یک تعادل ایستا[40] در رابطه با شیب‌های زیست‌محیطی در عوامل زیستگاه، همچون میزان‌شوری یا آب‌سیری[41] باشد (Lugo 1980). ثابت شده است که این امر برای تشخیص زیستگاه‌های ژئومورفولوژیکی گوناگونِ معین، درجایی‌که درختان‌حرا رشد می‌کنند مفید می‌باشد (Thom et al. 1975; Semeniuk, 1985).
تنوع قابل‌توجهی در هر دو گونه‌های درختان‌حرا و فرازایی[42] که آنها در آن تا خلیج‌های دهانه‌ای[43] رشد می‌کنند وجود دارد. جنگل‌های درختان‌حرای گسترده، به‌طورویژه در بخش‌های رهاشده یا متروک[44] دلتاها، همچون سونداربانس[45] در باختر دهانه رودخانه‌های گنگ- براهماپوترا[46]، که در آنجا فرآیندهای کشندی[47] مهم هستند، ایجاد می‌شوند. درجایی‌که باتلاق‌های درختان‌حرا با دهانه‌های رودخانه‌های بزرگ در ارتباط هستند، درجایی‌که آنها ایجاد شده‌اند بستر باتلاق‌ها معمولا از رسوبات خاک‌زاد یا خشکی‌زادِ[48] شسته‌شده از حوضه‌آبریز تشکیل شده‌اند. الگوبندی گونه‌های درختان‌حرا در چنین محیط‌های دلتایی، نشان‌دهنده مجموعه‌ای از زیستگاه‌های ژئومورفولوژیکی پویا یا همیشه درحال‌تغییر[49] می‌باشد. در این نواحی درختان‌حرا به‌طور مناسبی به تغییر در زیستگاه، که ناشی از فرآیندهای ژئومورفولوژیکی همچون مهاجرت کانال[50] و جدایش زمین[51] می‌باشد، واکنش نشان می‌دهند (Thom 1967).
همچنین، درختان‌حرا در محیط‌های آب‌سنگی یا پشته‌واره‌ای[52]، یعنی جایی‌که گسترش آنها اغلب تابعی از مرحله تکامل آب‌سنگ می‌باشد، ایجاد می‌شوند (Stoddart 1980). در چنین محیط‌هایی، درختان‌حرا یا بر روی رسوبات آهکی تشکیل‌شده از موجودات‌زنده آب‌سنگی ایجاد می‌شوند، یا بر روی ذغال‌سنگ نارس درختان‌حرا که از ریشه‌های خود درختان‌حرا مشتق شده‌اند، توسعه می‌یابند. جزایر درختان‌حرا در درون پشتهوارهسدی بلیز[53] که اصطلاحا محدوده درختان‌حرا نامیده شده‌اند (عکس 76)، پیچیده هستند. اگرچه این جزایر تحت‌سلطه اضافه‌شُست کِشندی می‌باشند، اما الگوبندی گونه‌ها ساده نیست. به‌طوری‌که با اتخاذ و پذیرش گونه رایزوفورا در برخی از محل‌ها، خارستانی کوتاه شکل می‌گیرد. اما در جاهای دیگر به درختان جنگلی می‌رسد که تا چندین متر فرازا دارند و به‌تدریج به نواحی‌ای از جنگل آویسنیان که بیشتر باز است، ختم می‌شوند. جنگل‌های درختان‌حرا در برخی مکان‌ها توسط جویبارهای سینوسی[54] ازهم جداشده و در جاهایی دیگر، نواحی برهنه‌ای هستند که ممکن است برآیندی از آسیب ناشی از طوفان باشند. اما در جایی‌که شیمی‌خاک[55] درحال‌حاضر ظاهر شده، از مهاجرت‌دوباره[56] درختان‌حرا جلوگیری نموده است.
روشن است که باتلاق‌های درختان‌حرا تغییر قابل‌توجهی داشته‌اند. چینه‌نگاری[57] سواحلِ تحت‌تسلط درختان‌حرا، تکامل محیط‌های ساحلی را طی هولوسن ثبت نموده و به‌واسطه تغییرات در سطح آب دریا، سازگاری‌های قابل‌توجهی با آن داشته‌اند. در سرتاسر بسیاری از منطقه جنوب‌خاوری آسیا، سطح آب دریا در حدود 6000 سال پیش به نزدیک سطح امروزی رسیده بود، به‌طوری‌که پایداری نسبی داشته یا پس از آن زمان، اندکی کاهش یافته بود. سپس، رسوبات پیشین درختان‌حرا، اغلب زمینهای برای دشت‌های گسترده هولوسن بوده‌اند به‌طوری‌که بر روی آنها تالاب‌های آب‌شیرین یا جنگل باتلاق توربی ایجاد شده‌اند (Woodroffe et al. 1985). رسوباتِ پیشینِ درختان‌حرا، اغلب نشان‌دهنده خاک‌های بالقوه اسیدی- سولفاتی[58] می‌باشند که در آن کانی پیریت می‌تواند اکسیده شود، در نتیجه اگر چنین رسوباتی زهکشی یا حفاری شوند آب‌ها شدیدا اسیدی خواهند شد. به نظر می‌رسد در هند باختری و زمینهای مردابی فلوریدا[59]، پیشینه نسبی تغییر سطح آب دریا در طی هولوسن از طریق بالاآمدن آن تا به امروز مشخص شده باشد. بنابراین، تورب درختان‌حرای میان‌کشندی روی محیط‌های خشکی پیشین را همچون تورب جگنی[60] آب‌شیرین پوشانده است.
عکس 76: جزیره‌ای از درختان‌حرا بر روی پشتهوارهسدی بلیز، که محدوده درختان‌حرا نامیده شده است. اگرچه تحت سلطه دو گونه از درختان‌حرا یعنی رایزوفورا مانگل و آویسنیان جرمینانز می‌باشد، ولی الگوی پیچیده‌ای از پوشش‌گیاهی همراه با نواحی بدون پوشش‌گیاهی و شبکه‌ای از جویبارها وجود دارد که جزیره را فرسایش داده‌اند.
همچنین، این جنگل‌هایِ مولد و حفاظت‌کننده، به‌عنوان برآیندی از تغییرات سطح آب دریا در آینده متحمل تغییراتی در توزیع و پراکنش خود خواهند شد (Woodroffe 1990). هرچند این موضوع توجهات فراوانی را به خود جلب نموده است، اما این موضوع تحت تاثیر فعالیت‌های انسانی از جمله، پاک‌سازی جنگل یا جنگل‌تراشی برای دیگر کاربری‌های زمین، یا برای تهیه چوب و اخیرا برای میگوپروری می‌باشد، که معمولا نسبت به گذشته اثرات گسترده‌ای را به‌دنبال دارند. درختان‌حرا درمعرض آشفتگی‌های طبیعی[61] گوناگون، برای مثال تاثیر طوفان‌ها می‌باشند. بااینحال، آنها نقش مهمی را به‌عنوان محافظ در برابر طوفان، به‌ویژه درجایی‌که خیزآب‌ها یا امواج خروشانی[62] را تجربه می‌کنند، ایفا می‌نمایند، برای مثال در خلیج بنگال.
References
Lugo, A.E. (1980) Mangrove ecosystems: successional or steady state? Biotropica (Supplement) 12, 65–95.
Lynch, J.C., Meriwether, J.R., McKee, B.A., VeraHerrera, F. and Twilley, R.R. (1989) Recent accretion In mangrove ecosystems based on 137Cs and 210Pb, Estuaries 12, 284–299.
Semeniuk, V. (1985) Development of mangrove habitats along ria shorelines in north and northwestern tropical Australia, Vegetatio 60, 3–23.
Stoddart, D.R. (1980) Mangroves as successional stages, inner reefs of the northern Great Barrier Reef, Journal of Biogeography 7, 269–284.
Thom, B.G. (1967) Mangrove ecology and deltaic geomorphology: Tabasco, Mexico, Journal of Ecology 55, 301–344.
Thom, B.G., Wright, L.D. and Coleman, J.M. (1975) Mangrove ecology and deltaic-estuarine geomorphology, Cambridge Gulf-Ord River, Western Australia, Journal of Ecology 63, 203–222.
Woodroffe, C.D. (1990) The impact of sea-level rise on mangrove shorelines, Progress in Physical Geography 14, 483–520.
Woodroffe, C.D., Thom, B.G. and Chappell, J. (1985) Development of widespread mangrove swamps in mid-Holocene times in northern Australia, Nature 317, 711–713.
Further reading
Alongi, D. and Robertson, A. (eds) (1992) Tropical Mangrove Ecosystems, Washington, DC: American Geophysical :union:, Coastal and Estuarine Studies.
Hogarth, P.J. (1999) The Biology of Mangroves, Oxford: Oxford University Press.
COLIN WOODROFFE (مترجم: رضا منصوری)
- MANTLE PLUME زبانه یا تنوره گوشته[63]
"یک لکه نسبتا داغ، گوشته کم‌چگالی است که به‌دلیل ویژگی شناوری[64] خود به‌سوی بالا می‌آید" (Condie 2001: 1). وجود آنها توسط جی. تی ویلسون[65] (1963) برای توضیح تغییر پیشرونده و تدریجی در سن و شکل جزایر در راستای زنجیره‌های اقیانوسی[66]، همچون زنجیره هاوایی- امپور[67] در اقیانوس آرام پیشنهاد شد. او پیشنهاد کرد هنگامی‌که صفحه سنگ‌کره[68] در سرتاسر نقطه‌داغِ[69] ثابت‌شده (زبانه گوشته) حرکت کند، فعالیت‌های آتشفشانی همچون آرایه‌ای خطی[70] از کوه‌های دریایی[71] آتشفشانی و جزایر موازی با جهت حرکت‌های صفحه ثبت می‌شوند (عکس 77).
هنگامی‌که زبانه‌های گوشته به پایه سنگ‌کره می‌رسند، آنها به‌طور جانبی برای تولید و ایجاد دماغه‌های زبانه‌ای[72] که ممکن است قطری در حدود 500 تا 3000 کیلومتر داشته باشند، گسترش می‌یابند. دنباله‌ها یا دم‌های[73] زبانه‌ها تنها 200-100 کیلومتر قطر دارند. ظهور سطحی زبانه‌ها، نقاط‌داغ بزرگی هستند که مناطقی با فعالیت‌های آتشفشانی فعال می‌باشند. اینها زبانه‌هایی هستند که 3000-1500 کیلومتر قطر دارند و اصطلاحا اَبَرزبانه‌ها یا اَبَرتنوره‌ها[74] نامیده می‌شوند (Condie 2001: 2).
زبانه‌های گوشته از اهمیت اساسی ژئومورفولوژیکی برخوردار هستند. نخست، نقاطِ‌داغِ همراه‌شان، به توضیح پراکنش فعالیت‌های آتشفشانی در شرایط درون‌حوضه‌ای[75] کمک می‌کنند. آنها همچنین توسعه زنجیره‌های آتشفشانی را بر روی صفحه اقیانوس آرام و در نقاط دیگر و نیز توسعه برخی از کوه‌های دریایی را توضیح می‌دهند. دوم، مناطق گسترده‌ای از فراخاست[76] (برآمدگی‌هایی[77]) می‌باشند که گاهی‌اوقات با زبانه‌های گوشته همراه‌اند. اینها می‌توانند گنبدهای بزرگی را که پس از آن، الگوهای زهکشی در مقیاس منطقه‌ای و شبه‌قاره‌ای[78]بر آنها تسلط‌یافته را ایجاد نمایند. کاکس[79] (1989) استدلال نموده است که الگوها و جهت‌های زهکشی هندوستان، جنوب‌خاوری آمریکا و جنوب آفریقا نمونه‌های خوبی از این اثر می‌باشند (شکل 106). سوم، بسیاری از ایالت‌های آذرینی بزرگ (لیپ‌ها)[80] منشایی از زبانه‌های گوشته و پدیده‌های مرتبط با آنها شامل سیماهایی[81] از قبیل سیلاب قاره‌ای از بازالت‌ها (برای مثال در دِکَنِ[82] هندوستان)، گروه‌هایی از دایک و سیل[83] غول‌پیکر (Ernst et al. 1995) و توده‌های نفوذی لایه‌ای[84] بزرگ (برای مثال مجتمع‌های آذرینی بوشولد[85] در آفریقای جنوبی) دارند. چهارم، زبانه‌های گوشته ممکن است نقش مهمی در فروپاشی[86] اَبَرقاره‌ها[87] (برای مثال خشکی‌گندوانا[88])، تشکیل حاشیه‌های غیرفعال[89] همانند آنهایی که در نامیبیا[90] هستند (Goudie and Eckardt 1999) و توسعه حوضه‌ها (برای مثال دریای سرخ[91]، خلیج عدن[92] و غیره) ایفا نمایند.
عکس 77: اسپیتزکوپیا[93] در نامیبیای مرکزی، توده گرانیتی است که در کرتاسه پیشین[94] به‌عنوان برآیندی از فعالیت ماگمایی همراه با حضور زبانه یا تنوره گوشته به ایجاد یک ریفت[95] در خشکی‌گندوانا کمک نموده است. نقطه‌داغ، درحال‌حاضر در اقیانوس جنوبی در مجاورت گاف[96] و تریستان داکاون‌ها[97] واقع شده است.
شکل 106: موقعیت‌های فرض‌شده گنبدهای اصلی همراه با زبانه‌های گوشته که نشان‌دهنده ارتباط آنها با الگوهای زهکشی می‌باشد (modified after Cox 1989).
References
Condie, K.C. (2001) Mantle Plumes and their Record in Earth History, Cambridge: Cambridge University Press.
Cox, K.G. (1989) The role of mantle plumes in the development of continental drainage patterns, Nature 342, 873–877.
Ernst, R.E., Head, J.W., Parfitt, E., Grosfils, E. and Wilson, L. (1995) Giant radiating dyke swarms on Earth and Venus, Earth-Science Reviews 39, 1–58.
Goudie, A.S. and Eckardt, F. (1999) The evolution of the morphological framework of the Central Namib Desert, Namibia, since the early Cretaceous, Geografiska Annaler 81A, 443–458.
Wilson, J.T. (1963) A possible origin of the Hawaiian islands, Canadian Journal of Physics 41, 863–868.
A.S. GOUDIE (مترجم: رضا منصوری)
MASS BALANCE OF GLACIERS - موازنه جرمی یخچالها[98]
موازنه جرمی یک یخچال، مجموع تمام فرایندهایی است که به جرم یخچال اضافه می‌کنند یا از جرم آن می‌کاهند. انباشت[99] یا افزایش[100] جرم به‌طور بسیار رایج، به‌شکل ریزش‌برف[101] صورت می‌گیرد و اغلب توسط باد و بهمن‌ها[102] اصلاح می‌گردد (به بهمن، برف[103] نگاه کنید). ذوب‌شدن برف و یخ به‌شکل فرساب[104] یا برداشت جرم یا توده غالب می‌باشد. اما یخ‌زایی یا کَنِده‌شدن‌یخِ[105] یخچال‌های کشندی[106]، بهمنی‌شدن[107] یخ در یخچال‌های آویزانِ پُرشیب[108] یا تخلیه برفِ بادآورده[109] در نواحی خشک می‌تواند به‌صورت محلی از اهمیت نسبی بالایی برخوردار باشد. در نتیجه، کاهش یا افزایش مستقیم جرم یا توده، واکنشِ بدون‌تاخیر یخچال نسبت به شرایط آب‌وهوایی می‌باشد و بایستی به‌عنوان شاخص کلیدی تغییرات آب‌وهوایی در نظر گرفته شود (IPCC 2001; Haeberli et al. 2002).
روش‌های کاربردی برای تعیین موازنه جرمی یخچالها عبارتند از: روش مستقیم یخچال‌شناختی[110] (چاله‌های برفی[111] و کُپه‌های فرسابی[112])، روش ژئودتیک/ فتوگرامتریکی[113] (نقشه‌برداری دقیق پیاپی یا چندگانه[114])، روش آب‌شناختی[115] (تفاوت بین بارش اندازه‌گیری شده منهای تبخیر و رواناب) و روش‌های شاخص[116] (نقشه‌برداری مرزبرف[117] و غیره). همچنین، تغییرات درازمدت توده را می‌توان از تغییراتِ درازای[118] یخچال انباشتی[119] با استفاده از رویکردهای پیوسته یا مدل‌های جریان، استنباط نمود (Haeberli and Hoelzle 1995; Oerlemans et al. 1998).
در مناطق دریایی مرطوب، مقادیر زیادی از فرساب برای جبران‌نمودن ریزش‌برف سنگین مورد نیاز است. خط تعادل[120] که نواحی انباشت از فرساب را در یخچالها از هم جدا می‌کند در فرازاهایی[121] با درجه‌حرارت‌های هوای نسبتا گرم باقی می‌ماند و شار یا جریان[122] شدید گرمای‌محسوس[123] و ذوب شدید یخ در طی فصول طولانی فرساب را مهیا می‌سازد. دمای ذوب[124] در یخچال‌های معتدل، برگشت یا جابجایی زیاد توده[125] و جریان تند[126] را که چشم‌اندازهای غالب هستند، نشان می‌دهد. بخش‌های پایین‌تر چنین یخچال‌های معتدلی معمولا تا درون چمن‌زارها[127] و دره‌های پوشیده از جنگل گسترش می‌یابند. به‌طوری‌که در آنجا گرمای تابستان و انباشتِ برفِ زمستان از توسعه زمین یا خاک دایما یخ‌زده یا پرمافراست[128] جلوگیری می‌کنند. کلاهک‌های یخی[129] و یخچال‌های دره‌ای[130] پاتاگونیا و ایسلند[131]، کوردیلرای باختری[132] در آمریکای شمالی و رشته کوه‌های ساحلی نیوزیلند[133] و نروژ[134] از عوارض یا سیماهای این نوع از یخچالها می‌باشند. در مقابل، در شرایط قاره‌ای خشک، همچون شرایطی که در شمال آلاسکا[135]، منطقه شمالگان در کانادا[136]، منطقه زیرشمالگان در روسیه [137]، بخش‌هایی از رشته کوه‌های آند[138] در نزدیکی بیابان آتاکاما[139] یا در بسیاری از رشته کوه‌های آسیای مرکزی وجود دارد، نیروی خط تعادل یخچالها تا فرازایی با درجه حرارت‌های هوای سرد، فصول فرسابی کوتاه، شار گرمای‌محسوس و مقادیر محدود ذوبِ یخ کاهش می‌یابند. در چنین مناطقی، یخچال‌های سرد یا پُلی‌تِرمال[140]، به‌مراتب فراتر از مرزدرخت[141] و اغلب حتی فراتر از پوشش‌گیاهی توندرا[142] کشیده می‌شوند. جابجایی توده کم می‌باشد، جریانِ تند اندکی دارند و با شرایط شدید مجاوریخچالی[143] و پرمافراست در ارتباط می‌باشند (Shumskii 1964).
اهداف مشاهدات درازمدتِ[144] موازنه جرم عبارتند از (1) برای تعیین کاهش/ افزایش سالانه یخ به‌عنوان نشانه‌ای منطقه‌ای[145] و (2) برای فهم بهتر فرایندهای انرژی و تبادل جرمی. تغییر (d) در فرازای خط‌تعادل (ELA)[146] باعث تغییر فوری در موازنه جرم ویژه[147] می‌شود (b= تغییر جرم کلی تقسیم‌بر مساحت یخچال). در نتیجه، تغییر در موازنه جرم ویژه (db)، ناشی از تغییر در فرازای خط تعادل (dELA) و شیب موازنه جرم با فرازا (db/dH) می‌باشد که توسط پَراکُنِش مساحت سطح یخچال نسبت به فرازا (فرازسنجی یا ارتفاع‌یابی[148]) سنجیده می‌شود. فرازسنجی نشان‌دهنده توپوگرافی محلی/ منفرد یا بخشی از میزان حساسیت یخچال است، درحالی‌که شیب موازنه جرمی عمدتا بازتاب‌کننده آب‌وهوای بخشی یا منطقه‌ای می‌باشد (Kuhn 1990). در نتیجه، شیب موازنه جرمی با افزایش رطوبت و بازگشت جرمی، تمایل به افزایش پیدا می‌کند (افزایش می‌یابد) (Kuhn 1981). میزان حساسیت موازنه جرمی یخچال با توجه به تغییراتی در فرازای خط‌تعادل، معمولا در نواحی با شرایط مرطوب/ دریایی[149] نسبت به نواحی با شرایط آب‌وهوایی خشک/ قاره‌ای[150] بسیار بالاتر است (Oerlemans 1993). بالاآمدن و افزایش مرزبرف‌ها[151] و کاهش توده انباشتی[152] منجر به تغییر در نیروی بازتابش[153] میانگین و تداوم کاهش یا پَست‌شدن سطح می‌شود. چنین اثراتی با توجه به شارهای گرمای‌محسوس و تابش‌زا[154]، باعث پس‌خوراندهای مثبت[155] می‌شوند. در نواحی یخ‌برفی یا برف‌آبی سرد[156]، گرم‌شدن جَو برای نخستین‌بار باعث گرم‌شدن برف‌آب می‌شود. کاهش جرم تنها در زمانی‌که برف‌آب به درجه‌حرارت‌های ذوب می‌رسد و آب می‌تواند سیستم را درعوض از انجماددوباره[157] رها سازد، آغاز می‌شود.
شبکه جهانی خشکی برای یخچالها به‌عنوان بخشی از سیستم دیده‌بانی جهانی خشکی (GTOS/GCOS) در ارتباط با آب‌وهوا می‌باشد که توسط سرویس پایش جهانی یخچال (WGMS)[158] که گردآوری و انتشار داده‌های استانداردشده در مورد نوسانات یخچالی در سراسر جهان را هماهنگ می‌سازد، اداره می‌شود. اندازه‌گیری‌های موازنه جرمی در یک بیانیه دوسالانه گزارش شده است (IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/WMO 2001; http://www.geo.unizh.ch/wgms/). به‌نظر می‌رسد کاهش کلی یخ، شدید و احتمالا حتی شتاب‌دهنده یا تسریع‌کننده[159] باشد. اثر گلخانه‌ای انسان‌زاد[160] می‌تواند تاثیر غالبی را در این توسعه اعمال نماید و ممکن است در بسیاری از مناطق کوهستانی جهان در طی چندین دهه باعث تکمیل یخچال‌زُدایی[161] گردد (Dyurgerov and Meier 1997a,b; Haeberli et al. 2002).
References
Dyurgerov, M.B. and Meier, M.F. (1997a) Mass balance of mountain and subpolar glaciers: a new global assessment for 1961–1990, Arctic and Alpine Research 29/4, 379–391.
Dyurgerov, M.B. and Meier, M.F. (1997b) Year-to-year fluctuations of global mass balance of small glaciers and their contribution to sea level, Arctic and Alpine Research 29/4, 392–402.
Haeberli, W. and Hoelzle, M. (1995) Application of inventory data for estimating characteristics of and regional climate-change effects on mountain glaciers: a pilot study with the European Alps, Annals of Glaciology 21, 206–212. Russian translation: Data of Glaciological Studies 82, 116–124.
Haeberli, W., Maisch, M. and Paul, F. (2002) Mountain glaciers in global climate-related observation networks, WMO Bulletin 51/1, 18–25.
IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/WMO (2001) Glacier Mass Balance Bulletin No. 6 (Haeberli, W., Hoelzle, M. and Frauenfelder, R. (eds) ), World Glacier Monitoring Service, University and ETH Zurich.
IPCC (2001) Climate Change 2001 – The Scientific Basis, Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge: Cambridge University Press.
Kuhn, M. (1981) Climate and glaciers, IAHS Publication 131, 3–20.
——(1990) Energieaustausch Atmosphäre – Schnee und Eis, in Schnee, Eis und Wasser der Alpen in einer wärmeren Atmosphäre, Mitteilungen der Versu-chsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie 108, 21–32, ETH Zürich.
Oerlemans, J. (1993) A model for the surface balance of ice masses: part I, alpine glaciers, Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie 27/28, 63–83.
Oerlemans, J., Anderson, B., Hubbard, A., Huybrechts, P., Johannesson, T., Knap, W.H., Schmeits, M., Stroeven, A.P., van de Wal, R.S.W., Wallinga, J. and Zuo, Z. (1998) Modelling the response of glaciers to climate warming, Climate Dynamics 14, 267–274.
Shumskii, P.A. (1964) Principles of Structural Glaciology, trans. D. Kraus, New York: Dorer.
WILFRIED HAEBERLI (مترجم: رضا منصوری)
MASS MOVEMENT - حرکت توده‌ای[162]
یک حرکت توده‌ای، حرکتی روبه‌پایین و روبه‌بیرونِ مواد تشکیل‌شده بر روی دامنه[163] تحت تاثیر نیروی گرانش[164] می‌باشد. این فرایند به محیط انتقال‌دهنده‌ای[165] همچون آب، هوا یا یخ نیاز ندارد. اصطلاح زمین‌لغزش[166] اغلب به‌عنوان مترادف با پدیده حرکت توده‌ای استفاده می‌شود. بااینحال، در مفهومی محض (از لحاظ مفهومی)، اصطلاح زمین‌لغزش به‌عنوان اصطلاحی عمومی و کلی برای توصیف چنین حرکات مواد تشکیل‌شده بر روی دامنه که به‌سوی‌پایین رخ می‌دهند استفاده می‌شود. ازاین‌رو، به‌عنوان برآیندی از گسیختگی بُرِشی[167] در راستای صفحه یا سطح بُرِشی[168] به‌خوبی تعریف شده‌اند.
طبقه‌بندی‌های بی‌شماری از حرکت‌های توده‌ای وجود دارند. بسیاری از آنها برپایه مورفولوژی، سازوکار[169]، نوع مواد و نرخ حرکت می‌باشند (e.g. Varnes 1978; Hutchinson 1988; Cruden and Varnes 1996). طبقه‌بندی و تشریح استفاده‌شده در این متن توسط گروه پژوهشی اروپا[170] توسعه داده شده است (دیکاو و همکاران[171]، 1996) (جدول 27). اصطلاحات علمی برپایه طبقه‌بندی انجمن بین‌المللی زمین‌فن[172] یونسکو، کارگروه فهرست زمین‌لغزش‌های جهان WP/WLI))[173] می‌باشند (UNESCO 1993).
ریزش[174] (Fal)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: سنگ‌ریزش[175]، ریزش قطعه‌سنگ[176]، ریگ‌ریزش[177]، ریزش‌قلوه‌سنگ[178]، ریزش‌واریزه‌ای[179]، ریزش‌خاک[180].
ریزش، حرکتِ آزاد مواد از روی دامنه‌های پُرشیب می‌باشد. گونه‌های متفاوتی از ریزش‌ها توسط فرآیندهای گسیختگی مواد تشریح شده‌اند. اصطلاح سنگ‌ریزش اغلب به‌عنوان اصطلاحی عمومی بدون اینکه مواد درگیر فرایند ریزش مقایسه شوند به‌کار برده می‌شود. والی[181] (1984) و فلاگیولنت و وبر[182] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
ریزش‌ها در مکان‌های گوناگونی همچون پرتگاه‌های ساحلی[183]، کناره‌های رودخانه‌ای پُرشیب[184]، حاشیه‌های فلات[185] و پرتگاه‌ها یا جبهه‌های[186] کوهستانی رخ می‌دهند. آنها همچنین ممکن است در خاکریزهای مصنوعی[187] (رخنمون‌های جاده) رخ دهند. درزه‌ها و گسل‌ها، صفحه‌های مسطحی برای تشکیل چاله‌های گُوِه‌ای‌شکل[188] و درزه‌های عمودی مرزی تولید می‌کنند. ریزش‌ها می‌توانند مخروطی بادبزنی‌شکل[189] در پایه یا قاعده دامنه[190] تشکیل دهند. چنین دامنه‌ها یا شیب‌های واریزه‌ایِ[191] ناشیِ از انباشته‌های حاصل از ریزش‌های بزرگ، بایستی از بهمن سنگی[192] پیچیده (استورزاستورم[193])، که برآیند انباشت واریزه‌هایی در تمامی اندازه‌ها است و می‌تواند مسیر رودخانه را مسدود نموده و منجر به مخاطرات ناشی از سیلاب شود، مشخص و متمایز گردد.
ریزش‌ها تحت تاثیر جهت‌شیب و زاویه دامنه[194]، اندازه و شکل سنگ‌های درزه‌دار[195]، زاویه امتداد یا راستای‌لایه[196]، وضعیت و دگرشکلی سنگ‌ها و پوشش‌گیاهی می‌باشند. ریزش‌های واریزه‌ای و خاکی از موادی که پیش‌تر از سنگ بستر جدا شده‌اند، سرچشمه می‌گیرند. در سنگ جامد، فرآیند جدایش[197] ممکن است بر اثر از عوامل درونی و بیرونی که اغلب با هم ترکیب می‌شوند، مدتی طول بِکشد.
مفهوم اصلی فرآیندهای ریزش برای یک برنامه‌ریز این است تا اطمینانی به‌دست آید که با بررسی مناسب چنین نواحی‌ای، احتمالا کدام گونه از سنگ‌ریزش‌ها ایجاد می‌شوند (جدول 27). محصول اصلی، تهیه نقشه منطقه‌بندی خطر[198] و سیستم‌های پایش‌گر[199] مناسب می‌باشد. همچنین، سیستم‌های هشداردهنده[200] در مکان‌های گوناگونِ دیگر با این‌گونه از خطرات عمل می‌کنند.
جدول 27. طبقه‌بندی حرکات دامنه‌ای
| گونه (نوع) |
سنگی |
واریزه‌ای |
خاکی |
| ریزش |
سنگ‌ریزش |
ریزش واریزه‌ای |
ریزش خاک |
| واژگونی[201] |
واژگونی سنگی منفرد (فروریزش ناگهانی[202]) |
واژگونی واریزه‌ای منفرد |
واژگونی خاکی منفرد |
| لغزش (چرخشی)[203] |
توالی چندگانه[204] |
توالی چندگانه |
توالی چندگانه |
| لغزش (انتقالی)[205] |
لغزش قطعه‌ای یا بلوکی[206]
لغزش سنگی |
لغزش قطعه‌ای
لغزش واریزه‌ای |
لغزش تخته‌ای یا تخته‌سنگی[207]
لغزش گِلی یا گِل‌لغزه |
| گسترش جانبی[208] |
گسترش سنگی |
گسترش واریزه‌ای |
گسترش خاکی (واریزه‌ای) |
جریان
همتافته یا پیچیده[209] (با توقف یا تغییر رفتار به‌سوی سراشیبی یا پایین دامنه، توجه داشته باشید که تقریبا تمامی اَشکال در امر توسعه رفتار پیچیده‌ای دارند. |
جریان سنگی (ناوه موازی پشته[210]) برای مثال: بهمن سنگی |
جریان واریزه‌ای
برای مثال: لغزش جریانی |
جریان خاک
برای مثال: جریان خاک یا زمین‌لغزه- فروریزش ناگهانی |
Source: Dikau et al. (1996)
توجه: زمین‌لغزش، ترکیبی است از بیش از یک گونه لغزش، برای مثال لغزش چرخشی- انتقالی. این نوع بایستی از زمین‌لغزش پیچیده‌ای که در آن شکلِ اولیه ناشی از گسیختگی به شکلِ دوم ناشی از حرکت و جابجایی توسعه یافته، یعنی تغییر رفتار به‌سوی سراشیبی دامنه توسط همان مواد، مشخص و متمایز گردد.
واژگونی (Topple)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: واژگونی سنگی، واژگونی واریزه‌ای، واژگونی خاکی، قطعات کج‌شده[211].
واژگونی شامل چرخش روبه‌جلو توده‌ای از سنگ، واریزه یا خاک، پیرامون محوراصلی[212] یا لولا[213] بر روی دامنه‌تپه می‌باشد. واژگونی ممکن است در یک ریزش یا لغزش ناگهانی[214] به‌اوج خود برسد. اما شکل حرکت، کج‌شدگی بدون رُمبش یا فروپاشی[215] می‌باشد. گودمن و بری[216] (1976) و دیکاو و همکاران (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
فرآیندهای گوناگونی همچون هوازدگی پیشرونده یا تدریجی[217] یا فرسایش ناشی از تضعیف یا کاهش مواد زیرینِ کِش‌سان[218]، آماسیدن[219] و چروکیدن یا منقبض‌شدن[220] مواد رسیِ غنی به‌دلیل تغییرات رطوبت خاک و ژرف‌نمودن یا زیربُری[221] دامنه‌ها توسط فرسایش، مسئول گسیختگی واژگونی هستند که تنش کافی را برای وافشارش یا کاهش فشارِ[222] باربَرداری یا تخلیه[223] فراهم می‌نمایند.
نیروی محرکه اولیه برای گسیختگی واژگونی، جدایش ستون به‌گونه‌ای است که بار به قاعده باریکِ سنگ ضعیف‌تر انتقال یافته باشد. فرازای دامنه یک پارامتر کنترل‌کننده مهم می‌باشد، به‌طوری‌که پهنای قاعده را تعیین می‌نماید. واژگونی‌ها در سنگ‌ها معمولا نیازمند پرتگاه‌های بلند می‌باشند، درحالی‌که واژگونی‌ها در واریزه و خاک در پرتگاه‌های پَست‌تر، ریزش می‌نمایند. تشکیل تَرَک‌های کششی[224] باعث زیربُری شدید توسط عوامل رودخانه‌ای، عمل موج دریا یا پرتگاه‌های انسان‌ساز[225] می‌شود. درز و فشارهای آبِ صفحهِ لایه‌بندی[226] در گسیختگی قاعده ستون سهم حیاتی دارند.
لغزش[227] (Slide)
اصطلاح "لغزش" برای حرکت مواد در راستای یک سطح بُرشیِ[228] قابل‌تشخیص به‌کار برده می‌شود. نوع سطح بُرشی و تعداد سطوح بُرشی به‌منظور تقسیم نمودن گروه‌های لغزشی مورد استفاده قرار می‌گیرند.
لغزش (چرخشی) (SLIDE (ROTATIONAL))
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: فروریزش ناگهانی، جابجایی چرخشی[229]، لغزش چرخشی[230].
لغزش‌های چرخشی به‌عنوان حرکتی چرخشی بر روی یک سطح بُرشی قاشقی‌شکل[231] یا دایره‌ای رخ می‌دهند. آنها از لحاظ درجه فروپاشی[232] در توده‌های لغزشی و سیماهای نهشتی[233] در نواحی پنجه[234] لغزش‌ها متفاوت هستند. وارنیز[235] (1978) و بوما و وان‌اش[236] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
وارنیز (1978) فروریزش ناگهانی یا لغزش چرخشی منفرد را به‌عنوان یک "حرکت کمابیش چرخشی، تقریبا نزدیک یک محور که با خطوط‌ترازِ[237] شیب موازی بوده و شامل جابجایی بُرِشی[238] (لغزشی) در راستای یک سطح گسیختگی کاو[239] با خَمِش‌روبه‌بالا[240] که قابل‌مشاهده بوده یا ممکن است به‌طور معقول استنباط گردد" تعریف نموده است. لغزش چرخشی دارای درجه کمی از دگرشکلی درونی[241] است. هرچند فروریزش ناگهانی خاک نیز گاهی‌اوقات، موادِ به‌صورت مایع درآمده (آبکی‌شده) و تغییر‌شکل‌یافته را به‌صورت جریانی تا بخش پنجه آن حمل می‌نماید. در ادبیات اروپایی، به‌جای استفاده از اصطلاح علمی آمریکایی "جریان‌خاک[242]"، اصطلاح "لغزش گِلی[243]" جایگزین شده است. لغزش‌های چرخشی می‌توانند ناحیه‌ای را از چند متر مربع تا مجتمع‌های بزرگی که چندین هکتار مساحت دارند را تغییر دهند.
با توجه به درجه نسبتا کم دگرشکلی درونی، زمینهِ[244] فروریزش ناگهانی[245] اساسا شبیه دامنه ناآشفته یا دست‌نخورده[246] اطراف خواهد بود. لغزش‌های خاکی معمولا شامل مواد ریزبافت[247] و چسبناکی[248] همچون رُس‌های تحکیم‌یافته[249]، گِل‌سنگ‌ها[250] و مارن‌های هوازده[251] می‌باشند. لغزش‌های سنگیِ چرخشی اغلب در سازندهایی با میان‌لایه‌هایی[252] از مواد سست و سخت، برای مثال مارن‌ها و سنگ‌های‌آهک[253] یا ماسه‌سنگ‌ها[254] توسعه می‌یابند. به‌طورکلی، لغزش چرخشی، الگوی زهکشی ناهنجار[255] و آشفته‌ای[256] را تولید می‌کند. برکه‌ها[257] و نواحی تورب‌دار یا دارای ذغال‌سنگ نارس[258] ممکن است در گودال‌های[259] بین واحدهای فروریزش ناگهانی توسعه یابند.
حرکت لغزش‌های چرخشی با گسیختگی اولیه‌ای که به‌دنبال چرخش ایجاد می‌گردد، شروع می‌شود و ممکن است به قطعات گسسته گوناگونی متلاشی و تجزیه شود. در ناحیه راسِ[260] لغزش، هنگامی‌که چنین قطعاتی به‌سوی سراشیبی می‌لغزند، به‌سوی عقب کج می‌شوند، به‌طوری‌که اغلب پهن می‌شوند یا حتی شیب معکوسی ایجاد می‌کنند. لغزش در راستای پهلوها یا کناره‌ها، باعث ایجاد تنش‌هایِ طولی و قطری می‌شود. پایین‌ترین بخش از توده لغزشی بر روی پنجه سطح گسیختگی حرکت می‌کند. در نتیجه متورم‌شده، انحنا می‌یابد و مهمتر اینکه شکاف‌های تنشی عرضی تولید می‌کند.
نرخ‌های حرکت فروریزش‌های ناگهانی می‌تواند تا چندین مرتبه بزرگی، بین چند سانتیمتر در سال تا چندین متر در ماه تغییر نمایند. درحالی‌که سرعت فروریزش‌های ناگهانی خاکی می‌توانند به حدود 3 متر در ثانیه برسد. درختانِ کج‌شده (معمولا در ناحیه راس لغزش به‌سوی عقب و در نواحی پنجه و پای لغزش به‌سوی جلو) می‌توانند وجود لغزش‌های چرخشی را آشکار نمایند.
شرایط عِلی ویژه عبارتند از: زیربُری توسط امواج یا جریان‌ها، حفاری و دیگر فعالیت‌های مربوط به ساخت‌وساز. سازوکارهای محرک معمولی عبارتند از: زمین‌لرزه‌ها[261]، انفجارها[262] و افزایش ناگهانی مواد سطحی یا افزایش سطح ایستابی پس از دوره‌های بارندگی یا آب‌ذوب‌برف[263].
لغزش (انتقالی) (SLIDE (TRANSLATIONAL))
لغزش انتقالی، گسیختگی غیردایره‌ای[264] می‌باشد که شامل حرکت انتقالی در نزدیکی سطح مسطح لغزش می‌گردد. این حرکت تا حد زیادی توسط سطوح ضعیف در درون ساختار مواد تشکیل‌شده بر روی دامنه کنترل می‌شود. لغزش‌های انتقالی ممکن است در سه گونه از مواد شامل: سنگ، واریزه و خاک رخ دهند. بسته به زاویه شیب[265] و سرعت، لغزش‌ها به‌عنوان قطعه‌ای گسسته[266] بر روی سطح گسیختگی یا شکستگی در درون واریزه باقی خواهند ماند.
لغزش قطعه‌ای (Block slide)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: لغزش صفحه‌ای سنگی[267] (لغزش قطعه‌ای سنگی)، لغزش تخته‌ای یا تخته‌سنگی (عموما برای لغزش قطعه‌ای زمین/ خاک استفاده می‌شود).
لغزش‌های قطعه‌ای بزرگ اغلب بخشی از زمین‌لغزش‌های مرکب گسترده شامل لغزش‌های چرخشی یا در پنجه یا در راس لغزش و گاهی‌اوقات گِل‌لغزه‌هایی در لبه‌های زمین‌لغزش می‌باشند. با توجه به هندسه سطح لغزش، توده ممکن است تنها از طریق توسعه بُرِش‌ها و جابجایی‌های درونی حرکت کنند. هاچینسون و همکاران (1991) و ایبسن و همکاران[268] (1996 ب) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
لغزش‌های قطعه‌ای در رُس‌های سِفت[269]، شکاف‌دار[270] یا بیش‌ازحد تحکیم‌یافته[271] و اغلب در ترکیب با سازندهای سنگ‌های قوی‌تر یافت می‌شوند. سطح قاعده‌ای برای جابه‌جایی تنها نیازمند زاویه‌ای بسیارکم می‌باشد، چرا که نیروهای محرک[272] معمولا بسیار بزرگ هستند. لغزش‌های قطعه‌ای بزرگ به‌طور ویژه در بخش پنجه لغزش حساس هستند و گاهی‌اوقات برای شروع گسیختگی تنها نیازمند فرسایش اندکی در بخش پنجه لغزش می‌باشند. حرکات صورت گرفته شامل فرونشست ژرف[273] در بخش راس لغزش می‌باشند، درحالی‌که حاشیه‌های لغزش قطعه‌ای به‌طورکلی کاملا نابود شده‌اند.
لغزش‌های قطعه‌ای می‌توانند در جایی‌که بارهای ساختمانی دامنه، یا در جایی‌که زیربُری‌ها یا بارگیری‌های ناشی از حفاری در بخش پنجه لغزش در ناحیه‌ای که در آنجا درزه‌ها یا صفحات لایه‌بندی به‌شدت توسعه یافته‌اند آغاز شده یا دوباره فعال شده باشند، تا اینکه شیب ظاهری به شیب طبیعی نزدیک گردد. لغزش‌های قطعه‌ای ممکن است به‌طور پیوسته در پالس‌های مکرر[274] حرکت کنند. حرکت در لغزش‌های بزرگ، در درجه نخست توسط توالی سال‌های مرطوب و رویدادهای بارندگی شدید[275] یا حدی (بسیار شدید)[276] کنترل می‌شود. اگرچه سرعت‌ها اغلب کم می‌باشند، اما توده‌هایی که درگیر لغزش شده‌اند می‌توانند برای ایجاد پایداری، بسیار بزرگ، بسیار دشوار یا غیر ممکن باشند.
علت اصلی لغزش‌های قطعه‌ای وجود تغییر ناگهانی در نوع سنگ یا توالی سنگ لایه‌ای[277] می‌باشد، به‌گونه‌ای‌که لایه یا چینهِ ضعیفِ شیب‌داری فراهم می‌کند که به‌آرامی در راستای شیب حرکت می‌کند. ناپیوستگی‌های قوی[278] که با سطح موازی بوده، به‌طور آشکار ناحیه حرکتی بالقوه‌ای را که مفید نیز می‌باشد، تعیین می‌نمایند. شرط دومِ مربوط‌به گسیختگی قطعه‌ای، این است که بار دامنه ممکن است توسط فرسایش یا حفاری به مکانی تخلیه شده باشد که در آنجا سطح گسیختگی بالقوه در بالا یا نزدیک به تراز مبنا[279] قرار گرفته باشد.
لغزش تخته‌ای (Slab slide)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: لغزش واریزه‌ای قطعه‌ای، لغزش خاکی قطعه‌ای، لغزش زمینی قطعه‌ای[280]، لغزش صفحه‌ای[281] (گسیختگی انتقالی کم‌ژرفا[282] در خاک‌های خشک و بدون چسبندگی[283]).
لغزش‌های تخته‌ای، گسیختگی‌های انتقالی در دامنه‌های متشکل از خاک‌های ریزدانه[284] و منسجم یا واریزه‌های درشت با زمینهای ریزدانه می‌باشند. خاک‌های هوازده[285]، معمولا به‌طور ویژه شامل آنهایی هستند که از رُس‌ها، سنگ‌های‌گِلی[286] و رُس‌های سیلتی مشتق شده‌اند. مواد هوازده معمولا در یک منطقه بُرِشی نزدیک به یک سطح ناهوازده یا بدون‌هوازدگی[287] یا بسترسنگی که به‌آرامی هوازده شده، افق خاک‌زاد[288] یا یک سطح ساختاری حرکت می‌کنند. لغزش تخته‌ای تحت تسلط ساختار زمین‌شناختی یا خاک‌شناختی بوده و اغلب در راستای ناپیوستگی‌ها از بین می‌روند. هاچینسون (1988) و ایبسن و همکاران (1996 الف) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
لغزش‌های تخته‌ای، شدیدا به تغییرات فصلی در سطوح آب‌های زیرزمینی یا به بارگذاری[289] در راس لغزش یا باربَری یا تخلیه‌بار[290] در بخش پنجه لغزش حساس می‌باشند. حرکت در ماه‌های مرطوب افزایش می‌یابد و ممکن است در دوره‌های خشک متوقف گردد. اگر زمین یخ‌بزند و به‌طور فصلی یخ‌های آن آب شوند شرایط اشباع[291] می‌تواند حرکت را شروع نماید. همچنین، لغزش‌های تخته‌ای در پیوندگاه‌های[292] خاک‌های تراوا[293]/ ناتراوا[294] رخ می‌دهند. حرکت در سطوح بُرِشی با زاویه کم صورت می‌گیرد و معمولا با سطح زمین موازی می‌باشند.
لغزش‌های تخته‌ای باعث ایجاد تغییرات هندسی در دامنه، تغییرات رژیم آب[295] یا فعالیت‌های انسانی می‌شوند. آنها تحت تسلط ارتباط بین ژرفای سنگ‌پوش[296] و زاویه شیب می‌باشند که ژرفای بحرانی[297] را برای گسیختگی تعیین می‌کنند. ذوب‌شدن زمینهای دایما یخ‌زده یا پرمافراست علت ویژه زمینِ اشباع‌شدهِ پوشانندهِ افق ناتراوا می‌باشد.
لغزش سنگی (Rock slide)
لغزش سنگی، حرکت انتقالی سنگ می‌باشد که در راستای یک سطح کمابیش مسطح یا یک سطح موج‌دارِ[298] ملایم رخ می‌دهد (Varnes 1978). این‌گونه لغزش، ویژه دامنه‌های کوهستانی یا رخنمون‌های سنگی است که در آنجا زاویه شیب در نزدیکی یا به‌موازات شیب سنگ می‌باشد. چنین حرکتی توسط ناپیوستگی‌های مسطح ساختاری، همچون گسل‌ها، درزه‌ها و لایه‌بندی و وجود سازندهای ضعیف‌تر در درون توده سنگ کنترل می‌شود. سوریسو- والو و گولا[299] (1996) و اِریسمان و آبِلی[300] (2001) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
لغزش‌های سنگی توسط دامنه‌ها و پرتگاه‌هایی در بخش راس لغزش که به‌خوبی تعریف‌شده، توسط برجستگی یا پرتگاه سنگی پُرشیبِ[301] مشخص که معمولا هیچ‌گونه واریزه‌ای یا واریزه کمی باقی می‌گذارند و توسط توده‌ای از واریزه که در مسیر یا در قاعده لغزش انباشته‌شده، مشخص می‌شوند. درصورتی‌که توده سنگی لغزیده، سطح دامنه‌ای مسطح داشته باشد توسعه یافته است. اگر لغزش‌های سنگی تا فاصله دوری از منطقه تهی‌شدگی[302]، برجستگی سنگی پُرشیب و دامنه‌ها جریان یابند، ممکن است باقی‌مانده آن قابل مشاهده باشد.
سازوکارهای مربوط به حرکت لغزش‌های سنگی گوناگون هستند. اگر حرکت آهسته باشد (میلیمتر تا متر/ روز) کل توده ممکن است به‌دلیل تفاوت در سرعت در راستای سطح تسلیم[303]، ازهم‌بپاشد. فراوانی رویدادها و بزرگی[304] هر لغزش منفرد ممکن است متفاوت باشد. در لغزش‌های سریع، توده‌ی ازهم‌پاشده‌شده[305] در هنگام حرکت، به بهمن سنگی یا جریان واریزه‌ای تبدیل می‌شود.
دامنه‌های پُرشیب[306]، درزه‌بندی شدید[307]، لایه‌بندی یا صفحه‌های گسلی شیب‌دار به‌سوی سطح باز و آماده‌سازی دامنه توسط باربَری و هوازدگی و توسعه فشارهای آبِ درزه‌ها، پیش‌نیازهای ضروری هستند. عوامل محرک، زیربُری پنجهِ تکیه‌گاه لغزش و زمین‌لرزه‌ها می‌باشند. علت اساسی لغزش سنگی، وجود یک توده سنگی است که چنین تنشی را که از مقاومت سنگِ دست‌نخورده[308] یا اصطکاکِ تحریک‌شده[309] در ناپیوستگی‌های موجود فراتر می‌رود، تولید می‌نماید.
لغزش‌های سنگی، گستره گسترده‌ای در حجم و سرعت و مخاطرات قابل‌توجهی برای زندگی و سکونتگاه‌های انسان دربرخواهند داشت. در صورتی‌که لغزش‌های سنگیِ سریع، در دامنه‌های پُرشیب رخ دهند، قدرت تخریبی لغزش‌های سنگی می‌تواند بسیار بزرگ باشد.
لغزش واریزه‌ای (Debris slide)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: لغزش‌های انتقالی کم‌ژرفا، لغزش‌های صفحه‌ای، لغزش‌های خاک.
لغزش‌های واریزه‌ای، گسیختگی‌هایی از مواد تحکیم‌نیافته[310] می‌باشند که به بخش‌های کوچک‌تری می‌شکنند و همچون لغزش‌ها به‌سوی سراشیبی پیشروی می‌کنند. مواد، بیشتر شامل کوه‌رُفت[311] و مواد هوازده از توده‌های سنگ‌های شکسته‌شده (یعنی سازندهای فلیشی[312]، شیل‌ها[313] و سنگ‌لوح‌ها[314]) می‌باشند. سطح گسیختگی، معمولا در تماس بین پوششِ سنگ‌پوش و سنگ‌بستر[315] توسعه می‌یابد و تقریبا با سطح زمین موازی می‌باشد. کلارک[316] (1987) و کورومیناس و همکاران[317] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
سرعت لغزش و درجه توقف[318]، با زاویه شیب تمایل به افزایش و با مقدار رُس تمایل به کاهش دارد (Hutchinson 1988). سرعت لغزش تا 16 متر/ ثانیه ثبت شده است. بسیاری از لغزش‌های واریزه‌ایِ انتقالی به جریان‌های واریزه‌ای تبدیل می‌شوند. چنین لغزش‌هایی در جایی‌که آب دردسترس است و همچنین درجایی‌که توپوگرافی به‌نفع همگرایی واریزه و آب، به‌درون کانال‌ها و سطوح کاو[319] وارد می‌شود، رخ می‌دهند. در دامنه‌های بسیار تند، لغزش‌های واریزه‌ای می‌توانند به سرعت‌های بالایی دست یابند. چنین امری در دره‌های شکل‌گرفته توسط یخچالها که در آنجا رسوبات یخرفتی[320] بسیار بالاتر از رودخانه کنونی واقع‌شده‌اند، رایج هستند.
لغزش‌های واریزه‌ای اغلب توسط بارندگی شدید یا توسط زمین‌لرزه‌ها تحریک می‌شوند. احتمال رخ‌داد لغزش‌های واریزه‌ای تا حد زیادی توسط تخریب پوشش‌گیاهی بر اثر آتش‌سوزی‌ها[321] یا چاه‌پیمایی‌ها (لاگ حفاری)[322] افزایش می‌یابد. بیشتر مکان‌ها احتمالا گسیختگی‌هایی در حوضه‌های مرتبه نخست[323] با گودال‌هایی که در آن سنگ‌پوش می‌تواند به حداکثر ضخامت و زوایای پُرشیب برسد ارائه می‌کنند. گسیختگی‌ها اغلب درپی باران‌های سنگین باعث افزایش فشارهای آب‌منفذی[324] می‌شوند که باعث کاهش مقاومت بُرِشی مواد می‌شوند. پس از گسیختگی، شکستگیِ توده لغزشی به گُریزِ آب و توقفِ واریزه اجازه می‌دهد. لغزش‌های واریزه‌ای می‌توانند دامنه را به‌طور پیوسته ازهم‌بپاشند (بشکافند). ارزیابی‌های خطر بایستی برپایه ژرفای سنگ‌پوش و زاویه شیب باشند.
لغزش گِلی (Mudslide)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: جریان خاکی (استفاده‌های ما)، جریان گلی (استفاده‌های غیر ضروری، همچنین جریان گلی معتدل و آب‌وهوایی)، فروریزش‌ناگهانی- جریان خاکی[325] (لغزش گلی پیچیده و کمانی[326] با کمترین مسیر).
لغزش‌های گلی، شکلی از حرکت توده‌ای می‌باشند که در آن توده‌های سیلتی نرم‌شده[327] یا لغزش واریزه‌ای بسیار ریزدانه بر روی سطوح بُرِشی مرزی گسسته در شکل‌های کشیده یا تکه‌تکه، نسبتا به‌طور آهسته حرکت می‌کنند. بروندسن[328] (1984) و ایبسن و بروندسن (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
لغزش گلی به واحدهای منشاء یا منبع، مسیر و قطعه[329] و منطقه انباشت تقسیم شده‌اند. واحد منشاء، راس کاسه مانندی دارد. مواد در این بخش معمولا نرم هستند و واریزه‌های هوازده اغلب حاوی گودال‌های آب[330] می‌باشند. مسیر از طریق حرکت مواد به‌عنوان یک کانال کشیده یا کمانی تکامل می‌یابد. منطقه انباشت در قاعده دامنه توسعه می‌یابد و معمولا شامل قطعاتی از واریزه می‌باشد. لغزش‌های گلی معمولا در رُس‌های اشباع‌شده رخ می‌دهند که به‌عنوان گِل‌سنگ‌ها، سیلستون[331] و رس‌های بیش از حد تحکیم‌یافته شکاف‌دار که معمولا شکل‌پذیری متوسطی دارند، شرح داده شده‌اند.
نرخ‌های حرکت جریان گلی، گستره‌ای در حدود 25-1 متر/ سال را شامل می‌شوند و معمولا به انواع حرکت توده‌ای آرام یا کُند طبقه‌بندی شده‌اند. رویدادهای شدید، گستره‌ای در حدود صدها متر در روز دارند. حرکت جریان گلی معمولا فصلی است، به‌طوری‌که محتوای آبِ هوای مرطوب‌تر تا نقطه‌ای که آب‌منفذی برای تولید حرکت کافی باشد، افزایش می‌یابد. جریان‌های گلی در نواحی معتدل چرخه زمستانی- تابستانی مشخصی را نشان می‌دهند. حرکت، معمولا از اواخر پاییز آغاز می‌شود، در اواسط زمستان به اوج خود می‌رسد و به‌تدریج در اواخر بهار و تابستان متوقف می‌شود. بارش سنگین اغلب منجر به افزایش جریان گلی خواهد شد. همچنین، این حرکت می‌تواند توسط بارگذاری زهکشی‌نشده هنگامی‌که عرضه سریع واریزه در راس لغزش وجود دارد، تولید شود. علل دیگر در ارتباط با عرضه آب همچون آب‌ذوب‌برف یا ذوب زمینهای دایما یخ‌زده یا پرمافراست می‌باشند. سرانجام، باربَرداری از ناحیه پنجه لغزش اهمیت دارد، چراکه توسعه مقاومت غیرفعال در بخش پنجه لغزش را ارائه می‌نماید.
لازمه برنامه‌ریزی و مهندسی مستلزم این امر می‌باشد که این شکل از لغزش به آب نیاز دارد. برنامه‌ریزی بایستی شامل بررسی‌هایی برای تاسیسات زهکشی باشد. از بین بردن منبع جریان آب حیاتی است، چون‌که فشار آب‌منفذی ناشی از توده لغزش گلی کاهش می‌یابد. جاده‌ها و دیگر پدیده‌های خطی نسبت به حرکت در بُرش‌های جانبی[332] بسیار آسیب‌پذیر هستند.
گسترش جانبی[333] (Lateral spreading)
گسترش جانبی توصیف کشش جانبی یک سنگ منسجم یا توده خاک بر روی یک توده دگرشکل‌کننده[334] با مواد زمینهای یا سیمانی نرم‌تر می‌باشد.
گسترش سنگی (ROCK SPREADING)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: گسترش گرانشی[335]، گسلش گرانشی[336]، حرکت دامنه از نوع قطعه‌ای، خمیدگی[337] و برآمدگی دره [338].
گسترش سنگی نتیجه دگرشکلی خمیری[339] ژرف در توده سنگ می‌باشد که منجر به کشش سطحی می‌شود. این امر ممکن است در یک سنگ نسبتا همگن[340] صورت گیرد، یا ممکن است لایه پوشاننده گسیختگی وجود داشته باشد که منجر به تنش گرانشی می‌شود. جایی‌که سنگْ، نسبتا همگن است، تودهِ درحال حرکت به واحدهای متوالی مرتب‌شده شبیه فرازمین‌ها و فروزمین‌ها[341] می‌شکند. گسترش سنگی در توده‌های سنگی همگن، توسط پشته‌های مضاعف[342]، گودال‌ها[343] و پرتگاه‌های با شیب سطحی روبه‌بالا[344] که اغلب در کوهستان‌های مرتفع رخ می‌دهند، مشخص شده‌اند. پرتگاه‌های با شیب سطحی روبه‌بالا از ترکیب گسترش پشته[345] و فرسایش کناره‌های با شیب رو به بالای ناشی از تَرَک‌های کششی تکامل یافته‌اند. زاروبا و منکل[346] (1982) و پاسوتو و سولداتی[347] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
گسترش سنگی غالبا با واژگونی، ریزش‌های سنگی، فروریزش ناگهانی و ریزش‌های گلی همراه است. توده‌های سنگی، بزرگ هستند و معمولا بیش از یک میلیون متر مکعب مساحت دارند. سرعت آن در مقایسه با انواع دیگر حرکات توده‌ای به‌طور ویژه پایین بوده و به‌طورفصلی به‌ندرت مشاهده شده‌اند. پدیده گسترش جانبی به‌شدت توسط ساختارهای زمین‌شناختی کنترل‌شده و اغلب به دگرشکلی‌های ژرف دامنهِ گرانشی متصل می‌شوند.
گسترش سنگی توسط یک حرکت ظاهری و روبه‌پایین در هر دو طرف دره، در راستای صفحه‌های بُرِشی کم‌شیب منجر به گسترش سنگی در بالای پشته می‌شود. ممکن است لغزش قطعات برحسب کل پشته با خردکردن[348] جزئی و توزیع دوباره[349] مواد در نقطه‌ای از لبه‌ها وجود داشته باشد. گُوِه‌ای‌شدن[350] متناوب ممکن است در راستای مرکز پشته در ترکیب با چرخش قطعات جانبی همراه با خردکردن در نواحی با بزرگ‌ترین تنش انجام شود. نرخ گسترش سنگی، گستره‌ای بین 0001/0 و 1/0 متر در سال دارد. گسترشِ سنگیِ بزرگ مقیاس عموما فصلی نیست.
این فرایند به شرایط توپوگرافیکی و زمین‌شناختی محلی وابسته است. در حالت‌های افقی یا نیمه‌افقی تکه ضخیمی از سنگ‌های مقاوم، تحت‌تاثیر شبکه متراکمی از درزه‌های زمین‌ساختی[351] قرار گرفته و در مواد رسی ممکن است رفتاری همچون محیط ویسکوپلاستیک[352] که پیش‌شرط لازم برای این فرایند می‌باشد داشته باشد.
گسترش خاک/ واریزه (SOIL/DEBRIS SPREADING)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: گسیختگی ناگهانی ناشی از گسترش، گسترش جانبی خاک، لغزش سریع رس، جریان سریع رس، لغزش خاک مایع‌شده[353].
گسترش خاک، به‌عنوان رُمبش لایه حساسی از خاک به‌دنبال هرگونه فرونشستی که لایه‌های مقاوم‌تر خاک را پوشانده، یا گسیختگی پیشرونده در سراسر کل توده لغزشی، تعریف شده است. معمولا مدت زمان آن تنها چند دقیقه است. حرکت جانبی قابل‌توجهی در راستای منطقه قاعده متحرک رخ می‌دهد. دگرشکلی‌های مواد توام با گسترش، اغلب باعث تلفات جانی[354] و آسیب شدید به جاده‌ها، ساختمان‌ها و خاکریزها[355] می‌شوند. شیب نواحی درگیر، کم‌شده و برای استفاده در زمینه کشاورزی و توسعه شهری مناسب‌اند. نواحی با مخاطرات شدید به‌طورویژه اغلب در نزدیکی خط ساحلی[356] یا سواحل رودخانه‌ها[357] واقع شده‌اند، به طوری‌که فرسایش در بخش پنجه، عاملی مهم در ناپایدارکردن چنین دامنه‌هایی محسوب می‌شود. بجریوم[358] (1955) و بوما و ون اش (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
رس‌های‌روان[359] در نواحی‌ای یافت می‌شوند که محیط‌های نهشته‌گذاری دریایی با حاشیه‌های یخی پلیستوسن همجوار بوده باشند. سیماهای مورفولوژیکی لغزش‌های رُسی‌روان درجایی‌که کل توده لغزش به‌مایع تبدیل‌شده، پرتگاه یا برجستگی سنگی پُرشیب گلابی‌شکلی[360] دارند. ممکن است قطعه‌ای از جریان گسترده در سمت پایین‌تر پرتگاه یا برجستگی سنگی پُرشیب وجود داشته باشد. این قطعه می‌تواند تا 1000 متر درازا داشته باشد. لغزش‌های رُس‌روان در مناطق پایین‌تر دامنه شروع شده و از طریق پسروی یا سِیر قهقرایی[361] به بخش‌های فراشیب[362] گسترش می‌یابند. به‌علت نبود لایه حمایت‌کننده افقی، پسروی به‌سرعت هم به‌سوی فراشیب و هم به‌سوی دامنه‌ها پیشروی و حرکت می‌نماید. به‌علت قالب‌گیری دوباره[363] رُس، که پیش‌تر تحت تاثیر حرکت، مقاومت درونی آن کاهش‌یافته، به‌عنوان دوغابی[364] کمابیش چسبناک به‌سوی پایین‌دامنه فرود می‌آید، به‌طوری‌که می‌تواند تا چندین کیلومتر حرکت نماید. در خاک‌های رُس (روان[365])، گسیختگی‌های اولیه عمدتا منجر به محتوای آب بسیار بالا (40-30 درصد) در درون رس، پُرشیب‌شدگی[366] دامنه‌های محلی و/ یا تنش‌هایی می‌شوند که باعث بارگذاری می‌گردند.
لغزش‌های رُس‌روان در درون حجم‌هایی از رُس ("روان") حساس آغاز می‌شوند. رُس‌های حساس به‌عنوان رُس‌هایی تعریف شده‌اند که برای تبدیل‌شدن به دوغاب چسبناک[367] تنها به قالب‌گیری دوباره بسیار کمی نیاز دارند. بااینحال، کل توده لغزش لزوما به‌مایع تبدیل نمی‌شود. این امر ممکن است در ژرفای اندکی به لایه نازکی از رُس حساس محدود شده باشد. حساسیت رُس متاثر از نوع غالب کانی‌های رُسی و محیط نهشته‌گذاری می‌باشد. رسوب‌گذاری دریایی منجر به گلوله‌ای‌شدن[368] و یک نوع ساختار متخلخل "خانه‌ورقی[369]" باز می‌شود. کاهش مقاومت از طریق دفع میان‌ذره‌ای[370] صورت می‌گیرد که در طی زمان منجر به آب‌شویی[371] نمک از آب‌منفذی می‌شود.
لغزش‌های ماسه‌ای سیال یا به مایع‌تبدیل‌شده در سواحل و در مجاورت با رودخانه‌ها یا دریاچه‌ها واقع شده‌اند. دامنه‌هایی که پیش‌تر با زهکشی آشفته و در ارتباط با محتوای آب بالا در لایه‌های خاک در معرض حرکت توده‌ای بوده‌اند، به‌طور ویژه‌ای حساس هستند. سازندهای رُس ورقه‌ای یا سال‌چینه‌ای[372] نیز به گسیختگی‌های ماسه‌ای سیال در راستای مرز بین لایه‌های ناتراوای رُسی و ماسه ریزدانه آب‌دار[373] یا لایه‌های سیلتی تحت فشارهای آب‌منفذی بالا، حساس هستند. شکستگی‌های کششی در راس لغزش، توسعه خواهند یافت و به‌سوی توده لغزشی، شیب‌دار می‌شوند. دیوار آویزانِ[374] قطعه لغزشی به شکل یک فروزمین، رُمبش می‌نماید (فرو می‌ریزد). قطعات لغزشی، در معرض کج‌شدگی، شکستگی درونی، فرونشست، متورم‌شدن و روراندگی[375] قرار می‌گیرند و توپوگرافی بسیار ناهموار یا تپه‌ماهوری[376] را تولید می‌کنند. مواد لایه‌ای سیال از طریق تَرَک‌های کششی می‌گُریزند و ممکن است باعث ایجاد چشمه‌های آب و ماسه[377] شوند.
سازوکار آغازکننده روانگرایی ماسه[378]، ترکیبی از دوره‌های درازمدت بارش سنگین یا ذوب‌آب‌برف می‌باشد که باعث فشارهای منفذی اولیه بالا و زمین‌لرزه‌ها می‌شوند. در هنگام رخ‌داد یک زمین‌لرزه، خاک متحمل تنش‌های چرخه‌ای بارگذاری و باربرداری و افزایش فشارهای آب‌منفذی در طی هر چرخه خواهد شد. پس از تعداد معینی از چرخه‌ها، فشارهای آب‌منفذی با فشارهای محدودکننده یا فشارهای همه‌جانبه[379] موجود برابر شده و خاک به‌طور ناگهانی مقاومت خود را از دست می‌دهد، به‌طوری‌که متحمل دگرشکلی‌های قابل‌توجهی بدون مقاومت می‌شود. این فرایند به خاک‌های بدون‌چسبندگی همچون ماسه و سیلت محدود می‌شود.
جریان (Flow)
جریان، حالتی از زمین‌لغزش در جایی است که ذرات منفرد به‌طورجداگانه دردرون یک توده درحال حرکت جابجا می‌شوند. آنها شامل سنگِ بسیار شکسته‌شده، واریزه آذرآواری[380] با زمینهای ریزدانه یا در اندازه دانه‌های کوچک می‌باشند. جریان در مفهوم فیزیکی آن به‌عنوان دگرشکلی مداوم و برگشت‌ناپذیر[381] ماده‌ای که در واکنش به تنش اِعمال‌شده رخ می‌دهد، تعریف شده است. بنابراین، آنها توسط حرکات تفریقی[382] درونی که دردرون توده توزیع‌شده‌اند، مشخص می‌شوند.
جریان سنگی (ROCK FLOW)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: ناوه موازی پشته، فرورفتگی[383]، خزش سنگ، خزش گرانشی ژرف.
جریان‌های سنگی از نوع جریان‌های خزشی یا خزنده[384] می‌باشند. دگرشکلی‌های گرانشی ژرف بر توده‌های سنگی همگن اثر می‌گذارند. جریان‌های سنگی توسط حجم بالایی از توده سنگ (چندین هزار تا میلیون‌ها متر مکعب) و نرخ‌های پایین جابه‌جایی کل مشخص می‌شوند. لندفرم‌ها و عناصر ساختاری با جریان‌های سنگی پُرشیب سطوح بُرِشی کششی در بخش بالایی دامنه‌های دگرشکل‌کننده در ارتباط می‌باشند، به‌طوری‌که گودال‌های[385] (ترانشه‌های) فروزمین‌مانند[386]، پشته‌های مضاعف، ناوه‌ها[387] و گودال‌های پشته‌ای را تولید می‌کنند. بخش پای دامنه، اغلب سیماهای فشارشی یا تراکمی[388] همچون برآمدگی‌ها و گاهی‌اوقات، سطوح بُرِشی کم‌شیب را نشان می‌دهد. منکل[389] (1968) و بیسی و همکاران[390] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
سازوکارهای جریان‌های سنگی به‌خوبی شناخته نشده‌اند. منکل (1968) ادعا نموده است در بخش مرکزی دامنه، که در آنجا فشارهای محدودکننده یا همه‌جانبه برای ایجاد بُرِش، زیاد و تنش‌های منحرف‌کننده، بیش از حد کم هستند، توده سنگی را از طریق جریان چسبناک تغییر شکل می‌دهند. در بالاترین و پایین‌ترین بخش‌های دامنه، جایی‌که فشارهای همه‌جانبه کم می‌باشند، حرکت‌های توده سنگی در راستای سطوح بُرِشی صورت می‌گیرند. در ژرفا، فشارهای بالا شامل دگرشکلی خمیری[391] می‌باشند، بدون اینکه لزوما سطح لغزش مناسبی ایجاد نمایند.
برخی از جریان‌های سنگی، شواهدی از نرخ ثابت دگرشکلی خزشی را نشان می‌دهند. برخی دیگر یک مرحله فعالیت‌دوباره[392] سریع در ارتباط با بارندگی‌های شدید یا زمین‌لرزه‌ها را نشان می‌دهند. برخی از جریان‌های سنگی ممکن است توسط رفتار تکاملی پله‌مانند (پله‌ای)[393]، از جمله شامل مراحل فعال کوتاه در ارتباط با رویدادهای بحرانی و مراحل خاموشِ[394] درازمدتِ بادوام شامل دگرشکلی خزشی در نرخ‌های بسیار آهسته، مشخص شوند. تحت شرایط ویژه، دگرشکلی کُند یا آرام دامنه می‌تواند به رویدادی فاجعه‌آمیز[395] که منجر به رُمبش جریان واریزه‌ای و بهمن سنگی بزرگ‌مقیاس می‌گردد، تبدیل شود. جریان‌های سنگی را می‌توان به‌عنوان مراحل مقدماتی بسیار آهسته زمین‌لغزش‌های بزرگ که تنها در چند مورد به مرحله تکاملی نهایی خود می‌رسند، در نظر گرفت.
جریان‌های سنگی تنها درجایی‌که دامنه‌ها به‌اندازه کافی برای کاهش تنش گرانشی قوی در سنگ بستر، مرتفع می‌باشند تولید می‌شوند. چنین شرایطی، ویژه دامنه‌های دره‌ای در نواحی کوهستانی و پرتگاه‌های ساحلی مرتفع می‌باشند. به‌طور کلی جریان‌های سنگی، مشکل عمده‌ای برای برنامه‌ریزی و مهندسی ارایه نمی‌کنند. بااینحال، در سال‌های اخیر، نگرانی در مورد اینکه ممکن است ساختارهای بزرگی همچون سدها یا مکان‌های هیدرولوژیکی در بخش پنجه چنین پدیده‌ای واقع شده باشند، وجود دارد.
جریان واریزه‌ای (DEBRIS FLOW)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: جریان گِلی (استفاده قدیمی)، روانه گلی[396] (جریان گِلی آتشفشانی[397]).
جریان‌های واریزه‌ای از آمیختگی یا ترکیب[398] مواد ریزدانه (ماسه، سیلت و رُس)، مواد درشت (شن و تخته‌سنگ‌ها)، با مقدار متغیر آب تشکیل شده‌اند، که به‌صورت دوغابی گل‌آلود به‌سوی پایین دامنه حرکت می‌کنند. حرکت‌های جریان واریزه‌ای به‌صورت ناگهانی بوده و شامل فرسایش بستر کانال و رُمبش مواد کناره‌ای می‌باشد. جریان‌های واریزه‌ای معمولا در دامنه‌های پوشیده‌شده از سنگ تحکیم‌نیافته و واریزه خاکی رخ می‌دهند. جریان‌های واریزه‌ای توسط ناحیه منشاء یا منبع، مسیر اصلی و نهشته‌گذاری در منطقه پنجه جریان مشخص شده‌اند. جریان‌ها، معمولا مسیرهای زهکش‌های موجود را دنبال می‌کنند. برخی از واریزه‌های درشت در کنار مسیر به‌شکل پشته‌های جانبی (خاکریزها) نهشته‌گذاری خواهند شد. نهشته‌ها در جایی‌که شیب کانال کاهش می‌یابد یا در بخش پنجه جریان در جبهه کوهستان انباشته می‌شوند. جریان‌های پی‌در‌پی، مخروط واریزه‌ای[399] خواهند ساخت. برخی از جریان‌های واریزه‌ای به‌طور استثنایی بزرگ و سیال هستند و می‌توانند تا مسافت‌های دوری فراتر از ناحیه منشاء برسند. جریان واریزه، نیروی گرانشی‌ای است که سبب حرکت توده بین زمین‌لغزش و سیلاب ناشی از آب می‌شود. اگرچه با ویژگی‌های مکانیکی بسیار متفاوت، از هر یک از این فرایندها ناشی می‌شود. پیرسون و کوستا[400] (1987) و کورومینیز و همکاران[401] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
جریان‌های واریزه‌ای گونه بسیار مخرب حرکت توده‌ای ناشی از باران سنگین یا ذوب‌آب‌برف می‌باشند. در محیط‌های کوهستانی جریان‌های واریزه‌ای از مواد درشت‌ترِ ناشی از هوازدگی مکانیکی و نهشته‌های یخچالی تشکیل شده‌اند. مواد واریزه‌ای در زمینهای دایما یخ‌زدهِ یا پرمافراستِ درحال‌ذوب (تقریبا حد پایین‌تر زمینهای دایما یخ‌زده یا پرمافراست ناپیوسته) نیز به‌عنوان ناحیه منشاء جریان واریزه‌ای درنظر گرفته شده است. جریان‌های واریزه‌ای که سرچشمه آنها در دامنه یک آتشفشان با مواد آواری‌آتشفشانی[402] قرار دارند، روانه‌های گِلی[403] نامیده می‌شوند.
جریان‌های واریزه‌ای از مواد درشت و بزرگِ فرورفته یا جاسازی‌شده[404] در زمینهای ریزدانه تشکیل شده‌اند. مواد درشت به‌طور تصادفی توزیع‌شده و معمولا به‌صورت انفرادی بدجورشده‌اند (به‌طور ضعیف جورشده‌اند[405]). نیروهای شناور[406] و فشارهای پراکنده‌کننده[407] ممکن است تخته‌سنگ‌ها را در بالای نهشته‌ها متمرکز سازند و دانه‌بندی معکوسی[408] را تشکیل دهند. فراوانی رویدادهای جریان واریزه‌ای توسط نرخ انباشت در چاله‌ها یا کانال‌ها کنترل‌شده و توسط رویدادهای آب‌وهوایی تحریک‌کننده دوباره‌رخ‌می‌دهند[409].
جریان‌های واریزه‌ای، نهشته‌های خوب‌دانه‌بندی شده‌ای با مقدار رُس اندک، معمولا کمتر از حدود 5 درصد می‌باشند. آنها گستره‌ای از غلظت حجمی[410] جامد، در حدود 25 تا 86 درصد دارند. غلظت رسوب، معیار اولیه‌ای برای طبقه‌بندی جریان ارایه‌شده توسط پیرسون و کوستا (1987) می‌باشد. حالت پیوسته‌ای[411] از حرکت رسوب در رودخانه‌ها تا جریان‌های واریزه‌ای وجود دارد. سیالات با غلظت‌های رسوب بزرگ تا زمانی‌که از قدرت آستانه[412] فراتر نروند تغییرشکل نمی‌یابند و رفتاری شبیه یک سیال غیرنیوتنی[413] دارند.
جریان‌های واریزه‌ای معمولا توسط وجود غیرعادی آبِ ایجادشده توسط باران شدید، آب‌ذوب‌برف سریع و سرریز‌های یخچالی یا دریاچه‌ای تحریک می‌شوند. جریان‌های واریزه‌ای در سطوح توپوگرافیکی کاو یا چاله‌هایی در حوضه‌های آبخیز مرتبه اول غالب هستند. چنین هندسه‌ای لزوما به‌دلیل وجود گسیختگی، از انباشت مواد کوه‌رفتی و همگرایی[414] جریان آب‌های زیرزمینی پشتیبانی می‌کند. بسیاری از جریان‌های واریزه‌ای به‌صورت لغزش چرخشی یا انتقالی شروع‌شده و سپس به جریان واریزه‌ای تبدیل می‌شوند.
مجموعه‌ای از امواج جریان واریزه‌ای غالب هستند و می‌توانند با شکافتن موقتی سدها یا انسداد کانال ایجاد شوند. قطعه جلویی، از قطعات درشت که گاهی‌اوقات نیز با درختان آمیخته‌شده، تشکیل گردیده است. در طی پیشرفت جریان واریزه از طریق یک کانال، پشته‌های جانبی (خاکریزها) می‌توانند ایجاد شوند. سرریزکردن یا طغیان‌کردن جریان از طریق کناره‌های کانال، مخاطره طبیعی قابل توجهی از جریان‌های واریزه‌ای می‌باشد. سرعت جریان به اندازه، غلظت رسوب و هندسه مسیر بستگی دارد. سرعت‌های مشاهده‌شده در گستره 5/0 تا حدود 20 متر/ ثانیه می‌باشند. روانه‌های‌گِلی بزرگ می‌توانند تا مسافتی با بیش از 100 کیلومتر حرکت نموده و میزان حرکت نیز ممکن است به بیش از 50 کیلومتر/ ساعت برسد. فرسایشی که در کف و کناره‌های کانال رخ می‌دهد، باعث می‌شود تا برخی از جریان‌های واریزه‌ای به‌طور قابل‌توجهی حجم خود را افزایش دهند.
تاثیر اجتماعی- اقتصادی و تلفات جانی، مالی و کشاورزی می‌تواند فاجعه‌آمیز باشد. حتی جریان‌های‌گِلی و جریان‌های واریزه‌ای کوچک‌تر ممکن است منجر به آسیب جدی به‌ویژه در مناطق کوهستانی شوند. همچنین، نهشته‌ها، مسئول آسیب شدید غیرمستقیم و مخاطراتی همچون سدنمودن رودخانه‌ها یا عرضه ناگهانی واریزه به‌درون سیستم‌های رودخانه می‌باشند. ضروری است تا نواحی منشاء بالقوه و مناطق توقف ارزیابی شوند.
جریان خاک (جریان گِلی) (SOIL FLOW (MUDFLOW))
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: جریان گِلی، جریان گِلی کوهستانی، جریان خاک، جریان ماسه[415].
جریان‌های خاک ممکن است به سه شکل، جریان گِلی مرطوب، جریان ماسه‌ای مرطوب و جریان ماسه‌ای خشک رخ دهند. شکل‌های مرطوب، گونه ویژه‌ای از جریان واریزه در جایی هستند که مواد آن جدا یا منفصل بوده و مواد ریزدانه و ذره‌های آواری درشت آن کم‌یاب‌اند. آنها بسیار متحرک هستند و می‌توانند به‌سرعت به‌سوی پایین دامنه جریان یابند. آنها تمایل دارند تا آب‌کندها[416] یا گودال‌های کم‌ژرفا[417] را دنبال کنند. سپس هنگامی‌که آنها به شیب‌های کم می‌رسند تا درون مخروطی هموار یا حتی یک صفحه نازک گسترش می‌یابند. شرایط جریان خاک شامل آب فراوان، مواد تحکیم‌نیافته و حفاظت نابسنده[418] از زمین (یعنی: نبود پوشش‌گیاهی) می‌باشد. پیرسون و کوستا (1987) و شِراوت و همکاران[419] (1996) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
جریان مرطوب خاک، شامل موادِ زمین نسبتا منسجم می‌باشد که حداقل 50 درصد ماسه، سیلت و رُس داشته باشد. بنابراین، اصطلاح جریان خاک بایستی برای جریانی با فقدان قابل‌توجهی از مواد درشت‌دانه[420] به‌کار برده شود. نواحی منشاءِ ویژه و مناطق آغازکننده، دامنه‌های پُرشیب (40-25 درجه) (برای مثال: یخ‌رُفت‌ها، مناطق پیش‌یخچالی[421])، محیط‌های آتشفشانی و سیلاب‌های[422] کوهستانی می‌باشند.
یکی از ویژگی‌های جریان‌های خاک، توانایی آنها برای طی نمودن مسافت‌های دراز (چند کیلومتر) حتی بر روی شیب‌های کم می‌باشد که معمولا از الگوهای زهکشی ازپیش‌موجود[423] پیروی می‌نمایند. آنها اغلب جریان‌های دوغاب چسبناک نامیده می‌شوند، اما آنها می‌توانند بسته به نیروهای محرک، به‌صورت هر یک از جریان‌های لَختی[424] یا چسبناک باشند. رفتارِ جریان معمولا از نوع ویسکوپلاستیک[425] می‌باشد. تغییر از خزشِ آرام به جریان ویسکوپلاستیک در خاک‌های رُسی غنی جایگزین تخریب پیوند قوی می‌شود و پس از آن باعث کاهش در چسبندگی می‌گردد. بارگذاری زهکشی‌نشده به‌طورمداوم باعث تنظیم‌دوباره سریع این توده می‌شود و سرعت‌هایی تا 10 متر در ثانیه نیز ثبت شده است.
جریان‌های ماسه خشک، بسیار به‌ندرت ممکن است رخ دهند. این نوع از جریان، هنگامی رخ می‌دهد که توده بزرگی از مواد خشک بر روی دامنه پُرشیب ریزش کند و در سیالی‌شدن آنها اثر گذارد. درآن‌صورت، جریان از نوع "بهمن سنگی" همراه با مسیری با ژرفای یکنواخت می‌باشد. همچنین، جریان‌های ماسه خشک ممکن است از تپه‌های ماسه‌ای[426] یا نهشته‌های ماسه‌ای[427] مشابه رخ دهند. آنها نیازمند لغزش مواد در راس و سپس انتقال تکانه‌ای[428] توسط جریان دانه‌ای بدون‌چسبندگی[429] (یعنی: انتقال تکانه‌ای دانه بر روی دانه) یا سرازیری بر روی پرتگاه و سیالی‌شدن می‌باشند. نوع نخست را می‌توان در نهشته‌های رودخانه‌ای‌یخچالی[430] یا کناره‌های رودخانه مشاهده نمود.
حرکت توده ای مرکب (Complex)
این نوع برای فرآیندهای حرکت توده‌ای به‌منظور ترکیب با همدیگر، معمولی است. زمین‌لغزش‌های پیچیده درجایی رخ می‌دهند که نوع گسیختگی اولیه به نوع دیگر تغییر می‌کند و به‌سوی پایین دامنه حرکت می‌نمایند. زمین‌لغزش‌های مرکب شامل دو نوع حرکت می‌باشند که به‌طورهمزمان در درون همان گسیختگی رخ می‌دهند.
بهمن سنگی (ROCK AVALANCHE)
اصطلاحات متناوب دراین‌باره عبارتند از: استورزاستورم، بهمن سنگ‌ریزش[431]، بهمن سنگ‌لغزه[432].
لغزش جریانی (FLOW SLIDE)
لغزش جریانی، رُمبشی ساختاری از مواد تشکیل‌شده بر روی دامنه با سیالی‌شدن زودگذر می‌باشد و معمولا به رویدادی با شدت زیاد هم از نظر سرعت و هم از نظر تخریب گفته می‌شود. انرژی زیاد نه‌تنها توانایی ایجاد خرابی‌های باورنکردنی از طریق تاثیر آن بر انسان‌ها دارد، بلکه از طریق قطع‌نمودن خطوط ارتباطی و خطوط انتقال برق یا منحرف‌کردن رودخانه نیز اثر می‌گذارد. اما همچنین از لحاظ زیست‌محیطی، با واریزه‌های ناشی از آن دره‌های اطراف را دربرمی‌گیرد. لغزش‌های جریانی اغلب با برداشت‌ها و انباشت‌های انسان‌ساز در ارتباط‌اند، هرچند این نوع از گسیختگی نیز ممکن است در واریزه سنگی با منشاء زمین‌شناختی رخ دهد. ساختار درونی، چسبندگی بسیار کمی دارد و زمینه یا سیمان گستره‌ای از ذراتی در اندازه‌رُس تا تخته‌سنگ‌های بزرگ را شامل می‌شود. لغزش‌های جریانی، زیررده‌ای از جریان‌های واریزه‌ای می‌باشند. علل گوناگون لغزش‌های جریانی عبارتند از: گسیختگی اولیه چرخشی در راس لغزش، لرزش‌ها[433] یا ضربه‌های ناگهانی[434]، بارش سنگین، کومه‌های روباره (تپه‌هایی از مواد باطله)[435] که به‌طور سُست نهشته‌شده‌اند، از بین بردن پشتیبان‌کننده جانبی و بارگذاری سریع. بیشوپ و همکاران[436] (1969) و ایبسن و همکاران (1996ج) خلاصه‌هایی ارائه نموده‌اند.
ویژگی‌های کلیدی این نوع جریان این است که منشاء‌شان می‌تواند در مواد روباره مصنوعی نیز واقع شود. اما رفتار آنها نیز در بسیاری از رویدادهای طبیعی جریان واریزه‌ای وجود دارد. به‌طورکلی لغزش جریانی، از مواد سُستی تشکیل شده است که چسبندگی‌شان با کاهش مقاومت از بین می‌رود و به توده‌ای سیال‌شده تبدیل می‌شوند. سیال یا مایع ممکن است هوا یا آب باشد، در نتیجه سازوکار غالبِ لغزش جریانی، تبدیل به سیالی‌شدن (مایع‌شدن) یا روانگرایی می‌باشد. لغزش ممکن است در راس لغزش جریانی و شاید به‌شکل لغزش چرخشی رخ دهد. اما معمولا نشانه کمی از بُرِش در مراحل پس از حرکت وجود دارد. لغزش جریانی نه‌تنها بسیار سریع به‌مایع تبدیل می‌شود، بلکه به‌سرعت تحکیم‌یافته و به جامد تبدیل می‌گردد. هنگامی که حرکت آنها متوقف شده باشد، مخاطرات اضافی‌ای در ناحیه نهشته‌گذاری ایجاد می‌نمایند.
References
Bisci, C., Dramis, F. and Sorriso-Valvo, M. (1996) Rock flow (sackung), in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 150–160, Chichester: Wiley.
Bishop, A.W., Hutchinson, J.N., Penman, A.D. and Evans, H.E. (1969) Geotechnical investigations into the causes and circumstances of the disaster of 21st October 1966. A selection of technical reports submitted to the Aberfan tribunal, Welsh Office, London: HMSO.
Bjerrum, L. (1955) Stability of natural slopes in quick clay, Géotechnique 5(1), 101–119.
Brunsden, D. (1984) Mudslides, in D. Brunsden and D.B. Prior (eds) Slope Instability, 363–418, Chichester: Wiley.
Buma, J. and van Asch, T. (1996) Slide (rotational), in R. Dikau, et al. (eds) Landslide Recognition, 43–61, Chichester: Wiley.
Clark, G.M. (1987) Debris slide and debris flow historical events in the Appalachians south of the glacial border, Review of Engineering Geology 7, 125–138.
Corominas, J., Remondo, J., Farias, P., Estevao, M., Zezere, J., Diaz de Teran, J., Dikau, R., Schrott, L., Moya, J. and Gonzalez, A. (1996) Debris flow, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 161–180, Chichester: Wiley.
Cruden, D.M. and Varnes, D.J. (1996) Landslide types and processes, in A.K. Turner and R.L. Schuster (eds) Landslides. Investigation and Mitigation, 36–75, Washington: National Academy Press.
Dikau, R., Brunsden, D., Schrott, L. and Ibsen, M.-L. (1996) Landslide Recognition, Chichester: Wiley.
Dikau, R., Schrott, L. and Dehn, M. (1996) Topple, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 29–41, Chichester: Wiley.
Erismann, T.H. and Abele, G. (2001) Dynamics of Rockslides and Rockfalls, Heidelberg: Springer.
Flageollet, J.C. and Weber, D. (1996) Fall, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 13–28, Chichester: Wiley.
Goodman, R.E. and Bray, J.W. (1976) Toppling of Rock Slopes, Proceedings of Special Conference on Rock Engineering for Foundation 2, 201–234.
Hutchinson, J.N. (1988) Morphological and geotechnical parameters of landslides in relation to geology and hydrology, General Report, in C. Bonnard (ed.) Landslides, Proceedings of the 5th International Symposium on Landslides 1, 3–35.
Hutchinson, J.N., Bromhead, E.N. and Chandler, M.P. (1991) Investigations of landslides at St. Catherine’s Point, Isle of Wight, in R.J. Chandler (ed.) Slope Stability Engineering Developments and Applications, Proceedings of the International Conference of Civil Engineers, Isle of Wight, 169–179.
Ibsen, M.-L. and Brunsden, D. (1996) Mudslide, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 103–119, Chichester: Wiley.
Ibsen, M.-L., Brunsden, D., Bromhead, E. and Collision, A. (1996a) Slab slide, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 78–84, Chichester: Wiley.
Ibsen, M.-L., Brunsden, D., Bromhead, E. and Collision, A. (1996b) Block slide, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition , 64–77, Chichester: Wiley
Ibsen, M.-L., Brunsden, D., Bromhead, E. and Collision, A. (1996c) Flow slide, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 202–211, Chichester: Wiley.
Mencl, V. (1968) Plastizitنtslehre und das wirkliche Verhalten von Gebirgsmassen, in Felsmech. und Ing. Geologie, Suppl. 4, 1–8.
Pasuto, A. and Soldati, M. (1996) Rock spreading, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 122–136, Chichester: Wiley.
Pierson, T.C. and Costa, J.E. (1987) A rheologic classification of subaerial sediment-water flows, Geological Society of America, Reviews In Engineering Geology 7, 1–12.
Schrott, L., Dikau, R. and Brunsden, D. (1996) Soil flow (mudflow), in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 181–187, Chichester: Wiley.
Sorriso-Valvo, M. and Gulla, G. (1996) Rock slide, in R. Dikau et al. (eds) Landslide Recognition, 85–96, Chichester: Wiley.
UNESCO (1993) Multilingual Landslide Glossary, The International Geotechnical Societies’ UNESCO Working Party for World Landslide Inventory, BiTech Pubs, Canada.
Varnes, D.J. (1978) Slope movement types and processes, in R.L. Schuster and R.J. Krizek (eds) Landslides analysis and control, Transportation Research Board, National Academy of Sciences, Special Report 176, 12–33.
Whalley, W.B. (1984) Rockfalls, in D. Brunsden and D.B. Prior (eds) Slope Instability, 217–256, Chichester: Wiley.
Zaruba, Q. and Mencl, V. (1982) Slope movements caused by squeezing out of soft rocks, in Q. Zaruba and V. Mencl (eds) Landslides and their Control, 110–120, Amsterdam: Elsevier.
Further reading
Bromhead, E.N. (1992) The Stability of Slopes, 2nd edition, New York: Surrey University Press/Chapman and Hall.
Brunsden, D. (1993) Mass movement; the research frontier and beyond: a geomorphological approach, Geomorphology 7, 85–128.
Brunsden, D. and Prior, D.B. (eds) (1984) Slope Instability, Chichester: Wiley.
همچنین ببینید: ضریب اطمینان[437]؛ سیالی‌شدن[438]؛ روانه گلی؛ زمین‌لغزش؛ سد ناشی از زمین‌لغزش[439]؛ روش بُرِش‌ها[440]؛ رُس روان؛ بُرِش رایدل[441]؛ ناوه موازی پشته؛ رُس حساس؛ استورزاستورم.
RICHARD DIKAU (مترجم: رضا منصوری)
MATHEMATICS - ریاضیات
ریاضیات مجموعه‌ای از ابزارهای ضروری برای مطالعه پدیده‌های ژئومورفولوژیکی فراهم می‌نماید. جنبه‌های ریاضیات به‌ویژه در ارتباط با ژئومورفولوژی شامل: تجزیهوتحلیل عددی[442] روابط بین مقادیر اندازه‌گیری‌شده، استفاده از معادلات دیفرانسیل[443] برای تشریح فرآیندها و ریاضیات توصیفی[444] در ارتباط با فُرم، همچون هندسه و توپولوژی می‌باشند. پیش‌تر هنگامی‌که استنتاج معادلات[445] برای تشریح فرآیندهای ژئومورفولوژیکی یا روابط آماری بین متغیرهای سیستم استفاده می‌شد، دو جنبه حیاتی و مهم بودند. اخیرا توجهات به ویژگی‌های مورفولوژی چشم‌انداز مربوط گردیده است.
پیش از قرن بیستم، مطالعه علوم زمین در دنیای غرب عمدتا شامل توجهات کیفی به تاریخ اولیه زمین و منشاء لندفرم‌ها بوده است. تا میانه قرن بیستم، ریاضیات در ژئومورفولوژی به تعداد اندکی از مطالعات پیشگام یا مشکلات مهندسی، محدود شده بود. دیویس[446] (1899)، به پیروی از عقاید و سنت‌های پیشینیان، در پژوهش‌های ژئومورفولوژیکی برای چندین دهه با اتخاذ چارچوبی کیفی به‌منظور تشریح تکامل منطقه‌ای چشم‌انداز در "چرخه فرسایش[447]" خود تحت تاثیر قرار گرفته بود. در این دوره، گیلبرت[448] (1877) یک ابتکار و نوآوری که دستورکار کمّی پژوهشی برپایه استفاده از مکانیک نیوتنی[449] برای بررسی فرایندهای چشم‌انداز بود، توسعه داد. به‌طورکلی رویکرد دوم در این دوره، شاید به‌دلیل مشکلاتی در اندازه‌گیری فرآیندهایی که به‌طور منظمی در مطالعات بزرگ مقیاس غالب بودند، پذیرفته نشد.
در حدود اواسط قرن بیستم، "انقلاب کمّی[450]" در ژئومورفولوژی پدید آمد. مقالات برجسته افرادی همچون هورتون[451] (1945) و استرالر[452] (1952) تغییر به رویکرد کمّی را نشان می‌دهند. ریخت‌سنجی‌ها[453] و تجزیه‌وتحلیل‌های عددی فرایندها به موضوعات پژوهشی غالب تبدیل شدند. مقیاس‌های مطالعه کاهش یافته بود، به‌طوری‌که معمولا اندازه‌گیری پارامترهای سیستم در مقیاس‌های کوچک‌تر ساده‌تر شده بودند. در دهه‌های پس از آن، بسیاری از مطالعات بر برقراری روابط تجربی بین متغیرهای سیستم تمرکز نمودند.
اصطلاحات فیزیکی معنی‌دار، در مقایسه با روابط تجربی، بایستی از لحاظ ابعاد متعادل شده باشند. در واقع، آنچه‌که ممکن است به‌نظر برسد این است که روابط اساسی در ژئومورفولوژی در حقیقت متناسب با این تعریف نیستند. بنابراین، چنین معادلاتی، روابط مقیاس را نشان می‌دهند و به‌طورصحیح نشانگر اصول فیزیکی نیستند. برپایه قواعد فیزیکی، تلاش‌هایی برای تشریح فرآیندها و با استفاده از ابزارهای ریاضی، همچون حساب دیفرانسیل[454] برای توصیف اصول پایستگی بنیادی[455] (جرم، تکانه، انرژی) در زمان تکامل سیستم‌های ژئومورفولوژی صورت گرفته است. قضیه باکینگهام پی[456]، که برپایه تجزیه‌وتحلیل‌های بُعدی رسمی[457] می‌باشد، می‌تواند به‌عنوان تلاشی برای استنتاج معادلات منطقی که شامل ویژگی‌های ضروری سیستم است، مورد استفاده قرار گیرد.
استفاده از تکنیک‌های ریاضی درحال‌حاضر به‌صورتی پایدار و محکم، پژوهش‌های ژئومورفولوژیکی را مستحکم نموده است. پیشرفت‌های مداومی در فن‌آوری‌هایی[458] همچون سنجش‌ازدور[459] و سن‌یابی پرتوسنجی[460] و مجموعه داده‌های بهبودیافته دردسترس، همچون مدل‌های رقومی ارتفاع (DEMs)[461]، صورت گرفته است. چنین مواردی، اندازه‌گیری و تشریح پدیده‌های زمین‌ریختی[462] در مقیاس‌های بزرگِ فضایی و زمانی را امکان‌پذیر ساخته‌اند. هرچند پیچیدگی‌های محیط‌طبیعی، به‌طورکامل مانع فرآیندهای زمین‌ریختی کمّی شده‌اند، اما مدل‌های عددی ساده‌شده فرآیندهای چشم‌انداز با توجه به‌پیشرفت در فن‌آوری‌های کامپیوتری[463] پدید آمده‌اند. تجزیه‌وتحلیل‌های میزان حساسیت، که اهمیت تغییرات در متغیرهای کنترلی در عملیات فرایند را بررسی می‌کنند، می‌توانند در درون چارچوب مدل‌سازی انجام شوند.
References
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains, US Geographical and Geological Survey of the Rocky Mountain Region, Washington, DC.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Strahler, A.N. (1952) Dynamic basis of geomorphology, Geological Society of America Bulletin 63, 923–938.
YVONNE MARTIN (مترجم: رضا منصوری)
MAXIMUM FLOW EFFICIENCY - کارایی جریان حداکثر
عملکرد سیستم‌های رودخانه‌ای می‌تواند با روابط فیزیکیِ پیوستگی جریان[464]، مقاومت و انتقال رسوب[465] تشریح گردد. بااینحال، این سه رابطه در هر بخش از کانال رودخانه قابل اجرا هستند و پاسخ‌شان بیشتر از سه متغیر (پهنا[466]، ژرفا[467]، سرعت[468] و شیب[469]) را شامل می‌شوند. به‌عنوان یک برآیند، تعداد بخش‌های جبران‌کننده روابط سه‌گانه، معمولا بسیار بزرگ‌اند. در تلاش برای فهم فیزیک پشت راه‌حل این مشکل نابستار یا غیربسته[470]، هوانگ و نانسون[471] (2002، 2000) رویکرد تحلیلی ریاضی که سازوکار خودتنظیمی[472] را تعیین می‌نماید، پیشنهاد نموده‌اند. در میان بخش‌های فراوان کانال که پیوستگی جریان، مقاومت و انتقال رسوب را جبران می‌نمایند، راه‌حل منحصربه‌فرد هندسه هیدرولیکی[473] هنگامی رخ می‌دهد که جریان به سرشت خود می‌رسد. حالت مطلوب به‌عنوان کارایی جریان حداکثر (MFE)[474] به‌صورت زیر تعریف‌شده است:
e = QS/ Wl = a maximum
که در اینجا e عامل کارایی جریان، QS تخلیه رسوب، W قدرت جریان یا W = rgQS و توانl مقدار بین 85/0- 65/0 می‌باشد. این حالت را به‌دو دلیل می‌توان به‌عنوان یک قانون بنیادی حاکم بر تنظیم سیستم‌های رودخانه‌ای در نظر گرفت. نخست، کارایی جریان حداکثر به‌طورمستقیم می‌تواند از اِعمال گسترده اصل کمترین کنش (LAP)[475] مشتق شده باشد (Huang et al. 2002). دوم، روابط هندسی کانال کارایی جریان حداکثر از قوانین ریاضی گرفته شده‌اند. به‌طوری‌که با روابط تجربی توسعه‌یافته از گستره گسترده‌ای از مشاهدات برای کانال‌های پایدار[476] و کانال‌های رودخانه‌ای نسبتا پایدار، بسیار سازگار هستند (Huang and Nanson 2000, 2002).
درحالی‌که کاربرد اصل کمترین کنش برای سیستم رودخانه در قالب کارایی جریان حداکثر به‌رسمیت شناخته شده است، روشی کاملا مبتنی بر محاسبات اقتصادی برای تعیین پایداری هندسه کانال رودخانه که مفاهیم فیزیکی آن بسیار ژرفتر است، فراهم می‌نماید. نخست، پیشرفت در قیاس‌های ترمودینامیکی[477] و فرمول‌های تجربی می‌باشد. این مورد، پیش‌تر برای توجیه مدل‌های حدی فراوان در ژئومورفولوژی، به‌منظور روشن‌سازی آشفتگی و سردرگمی در مورد اینکه کدام یک از این فرضیه‌ها بایستی مبنی بر خِرَد درنظر گرفته شود، مورد استفاده قرار می‌گرفتند. در واقع، کارایی جریان حداکثر شامل فرضیه‌های اولیه ظرفیت حداکثر انتقال رسوب[478] و قدرت حداقل جریان[479] می‌باشد. دوم، اینکه یک علت بنیادی را برای تشکیل الگوهای گوناگون کانال رودخانه شناسایی می‌کند. تعادل بین قدرت جریان دردسترس و بار رسوب تحمیل‌شده[480]، سرانجام شکل کانال تعادلی[481] را تعیین می‌کند.
این تعادل نشان داده است که در حالت آرمانی[482]، یک‌مارپیچ[483] وجود دارد و سیستم کانال مستقیما و به‌طورکامل تنظیم‌پذیر است (Huang and Nanson 2000, 2002). پژوهش‌های درحال‌انجام نشان می‌دهند که تعادل در سیستم آرمانی به‌علت تاثیر محدودیت‌های فیزیکی، همچون شیب دره تحمیل‌شده نمی‌تواند باقی بماند. سپس تغییرات بُرِش‌عرضی[484] یا شکل‌پلان[485] یا مصرف بیش از حد انرژی یا افزایش کارایی انتقال[486] بر روی شیب‌های کم رخ خواهد داد. به‌عنوان یک پیامد، الگوهای کانال پیچان‌رودی[487]، شاخه‌ای[488]، فراشاخه‌ای[489] و سرگردان[490] تشکیل خواهد شد (Huang and Nanson 2000).
References
Huang, H.Q. and Nanson, G.C. (2000) Hydraulic geometry and maximum flow efficiency as products of the principle of least action, Earth Surface Processes and Landforms 25, 1–16.
Huang, H.Q. and Nanson, G.C. (2002) A stability criterion inherent in laws governing alluvial channel flow, Earth Surface Processes and Landforms 27, 929–944.
Huang, H.Q., Nanson, G.C. and Fagan, S.D. (2002) Hydraulic geometry of straight alluvial channels and the principle of least action, Journal of Hydraulic Research 40, 153–160.
همچنین ببینید: هندسه هیدرولیکی[491]؛ اصل کمترین کنش؛ مدل‌ها.
HE QING HUANG AND GERALD C. NANSON (مترجم: رضا منصوری)
MEANDERING - پیچان‌رود
پدیده‌شناسی پیچان‌رود (Phenomenology of meandering)
پیچان‌رود به تکامل خودبه‌خودی[492] یک کانال با مقادیر بالای درجه‌سینوسی‌شدن[493]، یا کانالی که این الگو را نشان می‌دهد اشاره دارد (شکل 78). پیچان‌رود یکی از سه نوع اساسی شکل‌پلان رودخانه می‌باشد. دوتای دیگر آن شامل کانل‌های مستقیم[494] و شاخه‌شاخه[495] می‌باشند (به رودخانه شاخه‌شاخه نگاه کنید) (یا افزون بر آن به فراشاخه‌ای نگاه کنید). کانال‌های منفرد رودخانه‌های به‌هم‌پیوسته می‌توانند حالت پیچان‌رود را نشان دهند (به رودخانه شاخه‌شاخه و به‌هم‌پیوسته نگاه کنید). پیچان‌رود با شکل‌پلانِ رودخانه‌هایی که در کانال‌های کشندی، در کانال‌های دریایی تولیدشده توسط جریان‌های چگال و در جریان‌های زمین‌گرد سطحی اقیانوس[496] همچون گلف‌استریم[497] نیز رخ می‌دهند، قابل مقایسه است.
در پیچان‌رودهای کلاسیک، پهنای کانال با افزایش درجه سینوسی‌شدن ثابت باقی‌می‌ماند، بنابراین شکل‌پلان کانال توسط خط سینوسی منفردی به‌خوبی تشریح شده است. ساده‌ترین عملکردی که شرحی کافی از این خط انحناء را ارایه می‌دهد موج سینوسی معمولی نسبی است که به‌عنوان منحنی سینوسی‌شده[498] شناخته‌شده است. منحنی سینوسی‌شده، بخشی است که در آن جهتِ محلی جریان به‌عنوان سینوسی از فاصله در راستای کانال متفاوت است. هنگامی‌که پیچان‌رود به مقادیر بالای درجه سینوسی‌شدن می‌رسد، منحنی سینوسی‌شدهِ متقارن[499] به منحنی نامتقارنی[500] توسعه می‌یابد به‌طوری‌که مسیر کانال، بیشتر شکل دندانه‌دندانه[501] به‌خود می‌گیرد (Parker and Andrews 1986). گوشه تیز دندانه، در سمت بالادست پیچ یا خمیدگی می‌باشد.
شکل 78: پیچان‌رود رودخانه پیم‌بینا[502]، آلبرتا[503]، کانادا. جهت جریان به‌سمت بالای تصویر می‌باشد.
منشاء پیچان‌رود (Origin of meandering)
برپایه مشاهدات، پیچان‌رود، مطلوب رودخانه‌هایی با مواد ریزدانه (ماسه و ریزتر) با بار معلق[504] بالا نسبت به بار بستر[505] و شیب‌های کم می‌باشد. اما همچنین در رودخانه‌های پُرشیب و/ یا با مواد لایه‌ای درشت‌دانه نیز شناخته‌شده است، به‌طوری‌که ظاهرا شرایط پیشین اساسی نیستند. کانال‌های رودخانه پیچان‌رود نیز اغلب با کناره‌های ریزدانه و/ یا پوشیده از پوشش‌گیاهی همراه هستند و معمولا دشت‌های سیلابی[506] دارند که به‌خوبی توسعه یافته‌اند.
نخستین گام برای فهم مکانیک پیچان‌رود، فهم اثرات انحنای خط‌جریان بر روی جریان در پیچ‌های کانال می‌باشد. روزف‌سکی[507] نخست ازلحاظ مکانیکی نشان داد که چگونه انحنای خط‌جریان به یک جریان ثانویه منجر می‌شود، به‌طوری‌که گردش بستهِ[508] آب درسرتاسر جهت جریان به‌طور متوسط عمودی بوده است. حرکات گردش ثانویه، آب سطحی[509] را به‌سرعت به‌سوی کناره بیرونی[510] و آب زیرین[511] را به‌آرامی به‌سوی کناره‌های داخلی[512] جابجا می‌کند. اثر خالص این الگوی گردش، فرسایش در کناره بیرونی و نهشته‌گذاری در کناره درونی است که منجر به توسعه یک سد شنی متصل‌شده به کناره[513] (سد شنی پیچان‌رود[514]) در کناره درونی می‌شود. بنابراین، انحنای کانال به‌عنوان نمونه‌ای از پس‌خوراند مثبت به خودتقویتی[515] تمایل دارد. همچنانکه که خمیدگی پیچان‌رود رشد می‌کند، نهشته‌گذاری در کناره درونی اغلب موازنه خشن و ناهموار[516] را همراه با فرسایش کناره بیرونی حفظ می‌کند و پهنا را ثابت نگه می‌دارد. رشد سد شنی پیچان‌رود اغلب در مورفولوژی سطحی به‌عنوان مجموعه‌ای از سدهای شنی هلالی[517] با اثر موقعیت‌های پیشین کناره درونی ثبت شده است (شکل 78).
کار اخیر در این مدل ساده، به‌طورقابل‌توجهی با دقت تشریح شده است. نخست، پویایی‌های[518] خمیدگی جریان حداقل تا اندازه‌ای توسط لَختی جریان متوسط و توپوگرافی زیرین یا توسط گردش ثانویه تحت تاثیر قرار می‌گیرد. برهم‌کنش[519] گردش ثانویه و جریان متوسط نیز به جابجایی حداکثر سرعت خمیدگی به‌سوی پایین‌دست رودخانه نسبت به راس خمیدگی تمایل دارد. سپس منجر می‌شود تا خمیدگی‌ها به‌سوی پایین‌دست رودخانه مهاجرت کنند.
گام مهم بعدی، تجزیه‌وتحلیل‌های رسمی ریاضیاتی از پایداری کانال مستقیم، با هدف ارائه پایه مکانیکی برای تشکیل الگوهای کانال مستقیم، پیچان‌رودی و شاخه‌شاخه می‌باشد (Fredsoe 1978; Parker 1976) (به رودخانه شاخه‌شاخه نگاه کنید). تصور می‌شود پیچان‌رود با مواردی که حالت اصلی ناپایداری سدهای شنی متناوب[520] است در ارتباط باشد، به‌طوری‌که سدهای شنی در جهات متناوب کانال به‌کناره متصل‌شده‌اند. سدهای شنی متناوب برای توسعه در کانال‌هایی با پهنای تقریبا در حدود 15 تا 150 برابر ژرفای جریان پیش‌بینی شده‌اند. سدهای شنی متناوب، جریان را از یک کناره به کناره‌ای دیگر منحرف می‌کنند و خط‌القعر سینوسی[521] تولید می‌کنند (اثر شکل‌پلان ژرف‌ترین بخش کانال). این سینوسی‌شدن اولیه از طریق سازوکارهای پس‌خوراند مثبتِ بحث‌شده در بالا، منجر به توسعه کامل پیچان‌رود می‌شود. تجزیه‌وتحلیل‌های پایداری با جزییات بیشتر (Blondeaux and Seminara 1985) نشان می‌دهند که ناپایداری پیچان‌رود در واقع نوعی "تشدید[522]" بین ناپایداری سد شنی متناوب اصلی و ناپایداری شکل‌پلان انحنای کانال می‌باشند. با توجه به اینکه آنها به‌شدت تنها به رشد اولیه خمیدگی مربوط می‌شوند، قابل‌توجه است که چنین تجزیه‌وتحلیل‌های پایداری به‌طوردرست، درازای‌موجِ[523] پیچان‌رودهایی که به‌طور کامل، حدود هفت برابر پهنای کانال توسعه یافته‌اند، را پیش‌بینی نمایند.
تجزیه‌وتحلیل‌های پایداری نشان می‌دهند که عامل اصلی کنترل الگوی کانال، نسبت زاویه شیب[524] کانال می‌باشد. اگرچه پویایی‌های پهنای کانال هنوز به‌طورکامل فهمیده نشده‌اند، اما روشن است که یکی از کنترل‌کننده‌های اصلی، شار رسوب موثر کل[525] می‌باشد که بایستی از کانال گذر نماید. صرف‌نظراز کنترل مستقیم پهنا، شار رسوب موثر نیز به‌طورغیرمستقیم تحت تاثیر نسبت زاویه شیب قرار می‌گیرد. شیب، متناسب با نسبت تخلیه رسوب[526] به تخلیه آب[527] می‌باشد، به‌طوری‌که با کاهش شیب، ژرفا تمایل به افزایش نشان می‌دهد. ازاین‌رو کاهش شار رسوب موثر نسبت به تخلیه آب باعث کاهش پهنای کانال و افزایش ژرفای آن می‌شود. نقش مرکزی نسبت تخلیه رسوب/ آب در کنترل الگوی پلان با مشاهده تجربی سازگار است. به‌طوری‌که پیچان‌رود تمایل دارد تا در رودخانه کم‌شیب با شار رسوب نسبتا ریزدانه معلق غالب، رخ دهد. بااینحال، نه شیب و نه اندازه دانه رسوب به‌خودی‌خود (مستقیما) عامل کنترل‌کننده واقعی نمی‌باشند.
تجزیه‌وتحلیل‌های پایداری به تشریح منشاء پیچان‌رود کمک می‌کنند. بااینحال، از آنجایی که پیچان‌رود تنها ناشی از رفتار ناپایداری اولیه می‌باشد، دامنه[528] نهایی آن به پیچان‌رودهای کاملا توسعه‌یافته محدود نمی‌شود. نسبت دامنه به درازای‌موج، سینوسی‌شدن کانال را تنظیم می‌نماید. هنوز هیچ‌گونه تجزیهوتحلیل کاملی از عوامل کنترل‌کننده بر روی دامنه پیچان‌رودهای رودخانه‌های کاملا توسعه‌یافته وجود ندارد. فرایند اصلی که رشد پیچان‌رود در رودخانه‌ها را محدود می‌کند، بریدگی یا قطع‌شدگی[529] خمیدگی از طریق تشکیل خمیدگی جدید و کوتاه‌تر در سرتاسر کانال می‌باشد. بنابراین، می‌توان هندسه پیچان‌رود و سینوسی‌شدن متوسط را به‌عنوان برآیندی از رقابت بین تولید سینوسی‌شدن با رشد پیچان‌رود لحاظ نمود. همچنین، می‌توان ازبین‌رفتن سینوسی‌شدن را از طریق بریدگی ملاحظه نمود (Howard 1992). بُریدگی‌ای که به سادگی رخ می‌دهد به‌نظر می‌رسد توسط فرسایش‌پذیری و مقاومت دربرابر جریان از سطح سد شنی پیچان‌رود کنترل شده باشد. پوشش‌گیاهی بر روی سد شنی پیچان‌رود به شیوه‌های گوناگونی به جلوگیری از بریدگی کمک می‌کنند. ساقه‌ها و برگ‌ها جریان را مسدود می‌نمایند و موج‌گیری را فراهم می‌آورند که به نهشته‌گذاری رسوبات ریزدانه و چسبناک کمک می‌نماید، درحالی‌که ریشه‌ها رسوبات نهشته‌گذاری‌شده را به‌هم متصل می‌نمایند. اگر تکنیک‌ها برای بازتولید (تولید دوباره) حالت پایدار توسعه‌یافته باشند، این امر می‌تواند مفید باشد. از لحاظ تجربی یا آزمایشگاهی پیچان‌رودها به‌طور کامل توسعه یافته‌اند، اما تاکنون این امر با دشواری بسیاری به اثبات رسیده است (Smith 1998).
پیچان‌رود زیردریایی[530] (Submarine meandering)
سیستم‌های کانال زیردریایی، توسط جریان‌های چگالِ تولیدکننده الگوهای پیچان‌رود، تشکیل‌شده‌اند. این سیستم‌ها، در هندسه شکل‌پلان بسیار شبیه به رودخانه پیچان‌رودی هستند. بااینحال، مقیاس کانال‌های زیردریایی بسیار بزرگ‌تر از کانال‌های رودخانه می‌باشند. ژرفاها معمولا 200-100 متر و پهناها معمولا چندین کیلومتر می‌باشند. مکانیک پیچان‌رودهای زیردریایی مشابه پیچان‌رودهای سطحی می‌باشند. مقیاسِ بزرگ‌تر اساسا برآیندی از این واقعیت می‌باشد که اختلاف چگالی بین آب گِل‌آلود و روشن بسیار کمتر از اختلاف چگالی بین آب[531] و هوا[532] می‌باشد. ازاین‌رو جریان‌های بسیار ژرف‌تری برای فراهم نمودن نیروی کافی جهت حرکت ذرات رسوب مورد نیاز است.
References
Blondeaux, P. and Seminara, G. (1985) A unified barbend theory of river meanders, Journal of Fluid Mechanics 157, 449–470.
Fredsoe, J. (1978) Meandering and braiding of rivers, Journal of Fluid Mechanics 84, 609–624.
Howard, A.D. (1992) Modeling channel migration and floodplain sedimentation in meandering streams, in P.A. Carling and G.E. Petts (eds), LowlandFloodplain Rivers: Geomorphological Perspectives, 1–41, New York: Wiley.
Parker, G. (1976) On the cause and characteristic scales of meandering and braiding in rivers, Journal of Fluid of Mechanics 76, 457–480.
Parker, G. and Andrews, E.D. (1986) On the time development of meander bends, Journal of Fluid Mechanics 162, 139–156.
Smith, C.E. (1998) Modeling high-sinuousity meanders in a small flume, Geomorphology 25, 19–30.
CHRIS PAOLA (مترجم: رضا منصوری)
MECHANICAL WEATHERING - هوازدگی مکانیکی
هوازدگی مکانیکی باعث فروپاشی[533] سنگ، بدون تغییر اساسی در مواد شیمیایی و کانی‌شناختی[534] یا تجزیه[535] می‌شود. اوج هوازدگی مکانیکی رُمبش مواد مادری[536] و کاهش اندازه ذره‌آواری[537] می‌باشد. فروپاشی سنگ منجر به تنش‌های اعمال‌شده در راستای مناطق ضعیف در مواد می‌شود، که ممکن است شامل شکستگی‌های ازپیش‌موجود، سطوح لایه‌بندی یا مرزهای میان‌دانه‌ای[538] باشد.
فرآیندهای هوازدگی مکانیکی، متلاشی‌شدن سنگ را از طریق ایجاد تنش‌هایی در سنگ توسعه می‌دهند. چنین تنش‌هایی ممکن است توسط تغییر حجمی در خود سنگ یا در نهشته‌ها و/ یا تغییر حجمی در مواد واردشده به حفره‌ها در سنگ تولید شوند. گسترش حجمی[539] سنگ ممکن است ناشی از تغییرات درجه‌حرارت، مرطوب‌شدن و خشک‌شدن[540] یا آزادسازی‌فشار[541] باشد. گسترش حجمی مواد در تَرَک‌ها و منافذ سنگ، عمدتا شامل بلورهای نمک و یخ می‌باشد. با اینکه فرآیندهای هوازدگی مکانیکی ممکن است باعث متلاشی‌شدن سنگ توسط خودشان شوند، اما آنها اغلب در ارتباط با فرآیندهای هوازدگی شیمیایی[542] و هوازدگی زیستی[543] عمل می‌کنند.
انبساط سنگ‌ها و کانی‌ها (Expansion of rocks and minerals)
یک واحد سنگی در زیر سطح زمین در معرض تنش فشارنده[544] زیاد ناشی از سنگ و لایه‌های رسوب رویی قرار دارد. هنگامی‌که فرسایش سطحی[545]، لایه‌های سنگی پوشاننده را از بین برده باشد، واحد سنگی به گسترش در جهت تنش (یا فشار) آزادشده تمایل پیدا خواهد کرد. این امر ممکن است منجر به پوسته‌پوسته‌ای‌شدن[546] سنگ با سطح باربَری شود. هنگامی‌که سطح سنگ در پاسخ به آزادسازی فشار انبساط می‌یابد، مقاومت کششی سنگ ممکن است توسط تنش کششی به‌دلیل گسترش بیش‌ازحد، باعث توسعه تَرَک‌ها در جهت عمود بر سطح سنگ شود. به‌این‌ترتیب، واحد سنگی ممکن است به قطعات کوچک‌تر شکسته شود که باعث افزایش مساحت سطح دردسترس برای حمله توسط دیگر فرایندهای هوازدگی می‌شود. آزادسازی فشارِ ناشی از تَرَک‌برداشتن یا شکافتگی در گرانیت‌‌ها[547] و مواد دگرگونی[548] شایع‌تر می‌باشد و ممکن است در ماسه‌سنگ‌های توده‌ای[549] نیز دیده شود. هنگامی‌که صفحات سطحی از بین می‌روند، سطوح خمیده یا انحناء‌یافته[550] تشکیل می‌شوند. در مقیاس بزرگ (اندازه بیرون‌زدگی[551]) این فرآیند، پوسته‌پوسته‌ای‌شدن یا پوسته‌پیازی‌شدن[552] نامیده می‌شود. در مقیاس کوچک‌تر (اندازه تخته‌سنگ) هوازدگی کره‌‌وار[553] نامیده می‌شود. پوسته‌پوسته‌ای‌شدن نقش مهمی در ایجاد برخی از لندفرم‌ها همچون کوه‌های جزیره‌ای یا اینسلبرگ‌ها[554]، قله‌های سنگی منفرد[555]، قوس‌ها[556] و پُل‌های طبیعی[557] ایفا می‌کند.
انبساط سطحی سنگ، تنش‌های کششی[558] و انقباض سطحی، تنش‌های فشارنده[559] ایجاد می‌کنند. این امر ممکن است از تغییرات دمای سطح سنگ ناشی گردد. در روشی مشابه، بزرگی[560] تنش‌های ناشی از آزادسازی فشار و تنش‌های ناشی از دما با افزایش فاصله از سطح سنگِ رخنمون‌یافته کاهش می‌یابند. به‌علت رسانایی پایین سنگ، تنش‌ها به چند سانتیمتر بیرونی سنگ که مانع از انتقال حرارت به درون سنگ می‌شود، محدود شده‌اند (Hall and Hall 1991). آشفتگی فیزیکی سنگ به‌علت ضربه حرارتی[561] در طی آتش‌سوزی‌های جنگل‌ها رخ می‌دهد، هرچند میزان اثرگذاری چنین فرایندی به ترکیب سنگ بستگی دارد (Ollier and Ash 1983). به‌هرحال دریافت تابش‌آفتاب[562] و چرخه‌های دمای روزانه[563] می‌تواند این فرایند را که برای مدت طولانی مورد توجه و بحث بوده است، تحریک نمایند. دماهای روزانه در محیط‌های بیابانی گرم[564] ممکن است به 50 درجه سانتیگراد و دماهای سطح سنگ نیز می‌تواند به 80 درجه سانتیگراد برسد، به‌طوری‌که در شب سریع خُنَک می‌شوند. داستان‌های اولیه و پیشین در مورد تَرَک‌خوردگی سنگ‌ها در بیابان، هنگامی‌که مطالعات اولیه تجربی نشان‌دادند که فرایند دوام‌پذیر نیست به شایعات پایان دادند. بیشتر پژوهش‌های اخیر نشان‌داده‌اند که انبساط حرارتی یا هوازدگی خُوَرتابی[565]، در واقع ممکن است باعث فروپاشی سنگ شود. هرچند ممکن است اثر آن تاحدزیادی به میزان رطوبت کافی در درون سنگ وابسته باشد. سنگ‌های آذرین[566]، که شامل بسیاری از انواع کانی‌ها با ضرایب انبساط حرارتی[567] متفاوت می‌باشند، ممکن است تنش‌هایی را به‌عنوان برآیندی از واکنش حراراتی یا گرمایی تفریقی[568] کانی‌ها نسبت به چرخه‌های گرمایش و سرمایش تجربه کنند.
کانی‌های سنگ ممکن است هنگامی‌که آب به‌درون ساختارشان وارد می‌شود انبساط پیدا کنند. برخی از کانی‌های رُسی معمولا چنین رفتار می‌کنند. کانی‌های رُسی همچون اِسمکتیت‌ها[569] و مونتموریلونیت‌ها[570] دارای ظرفیتی برای جذب آب وارد شده به‌درون کانی‌ها در طی دوره‌های مرطوب می‌باشند که باعث آماسیدگی یا تورم[571] کانی‌ها می‌شود. برای مثال، ممکن است حجم کانی بنتونیت[572] (سدیم- مونتموریلونیت[573]) به‌علت آب‌گیری[574] و آماسیدگی تا 1500 درصد افزایش پیدا کند. گونه‌هایی از کانی‌های رسی درجه‌ای را که آنها در شرایط تَرشُدگی و خُشکیدگی[575] دچار انبساط و انقباض می‌شوند را تعیین می‌نمایند (Yatsu 1988).
انبساط کانی‌ها در حفره‌ها (Expansion of material in voids)
سطوح سنگی رخنمون‌یافته، چرخه‌های هوازدگی ناشی از تَرشُدگی و خُشکیدگی در ارتباط با رخ‌دادهای بارندگی و دوره‌های تبخیر را تجربه می‌کنند. تَرشُدگی و خُشکیدگی ساده برخی از سنگ‌ها ممکن است باعث فروپاشی آنها شود. هنگامی‌که آب به‌درون شکاف یا حفره موجود بر روی سطح سنگ وارد می‌شود، احتمالا توسط کانی‌های پوشاننده شکاف که ممکن است پیوندهای الکترواستاتیک[576] جبران‌کننده‌ای را نشان دهند، جذب خواهد شد. ورود بیشتر آب ممکن است منجر به فشار آماسی یا تورم در درون حفره گردد. تبخیر، تمام مولکول‌های آب را به‌جز آنهایی‌که به شدت به سطوح کانی، دو طرف شکاف یا حفره متصل‌شده‌اند را حذف می‌نماید. همچنین، ممکن است با هم توسط نیروهایِ جاذبهِ بینِ مولکول‌هایِ آب، به سطوح مخالف کشیده شوند. به‌این‌ترتیب، چرخه‌های تَرشُدگی و خُشکیدگی ممکن است باعث انبساط و انقباض شوند. از این‌رو، می‌تواند باعث شکافته‌شدن سنگ‌های حساس و مستعدی همچون شیل، شیست و حتی سنگ‌های رسوبی شوند. سنگ‌هایی که ممکن است با تَرشُدگی و خُشکیدگی تحت‌تاثیر قرار بگیرند، معمولا حجم کانی‌های رسی بالا، ضعف‌های ساختاری[577]، تراوایی بالا[578] و مقاومت کششی کمی[579] دارند. تَرشُدگی و خُشکیدگی ممکن است اندازه و/ یا تعداد منافذ و تَرَک‌های کوچک در سنگ را افزایش دهد. به‌طور‌که دارای پیامدهای مهمی هم برای یخبندان (به یخبندان[580] و هوازدگی یخبندانی[581] نگاه کنید) و هم برای هوازدگی نمکی[582] می‌باشد. افزایش در ظرفیت جذب آب و کاهشِ مقاومت سنگ، عملکرد چنین فرایندی را شتاب[583] خواهند بخشید.
هوازدگی یخبندانی شامل فروپاشی سنگ به‌عنوان برآیندی از تنش‌های ناشی از انجماد آب می‌باشد. حجم آب، مبتنی بر انجماد، افزایش 9 درصدی را تجربه می‌کند، که ممکن است در یک سیستم بسته[584]، فشارهایی (از لحاظ نظری 250 مگاپاسکال) که فراتر از مقاومت کششی سنگ (معمولا 25 مگاپاسکال) می‌باشند را ایجاد کند. درصورتی‌که آب در یک سنگ، سریعا از بخش سطحی به‌سوی پایین منجمد شود ممکن است سیستم بسته‌ای را تولید نماید. این امر به یخ اجازه می‌دهد تا آب منافذ و تَرَک‌های سطحی سنگ را دَرزگیری یا آب‌بندی[585] نماید. کارهای آزمایشگاهی نشان داده‌اند که سازوکارهای فراوان و گوناگونی در هوازدگی یخبندانی، همچنین در انبساط حجمی آب درگیر هستند. مهم‌ترین آنها شامل مَکِش جذب‌سطحی[586] می‌باشد. به‌طوری‌که آب‌منفذی به‌سوی جلوی جبهه انجماد حرکت می‌کند و آب جذب‌شده[587] انبساط می‌یابد (6/0 درصد، از 4+ درجه سانتیگراد تا 10- درجه سانتیگراد). بسیاری از مطالعات آزمایشگاهی اهمیت نرخ‌های سریع انجماد (حداقل 1/0 درجه سانتیگراد در دقیقه)، دماهای حداقل پایین (>5- درجه سانتیگراد) و ظرفیت رطوبت بالای سنگ در تعیین کارایی هوازدگی یخبندانی که منجر به خُردشُدگی[588] نمونه‌های سنگ می‌شود را نشان داده‌اند (McGreevy and Whalley 1985). میزان رطوبت[589] بسیار مهم است، به‌طوری‌که وجود هوا در منافذ سنگ‌های اشباع‌نشده[590] اجازه می‌دهد تا یخ به‌درون حفره‌ها و منافذ خالی گسترش‌یافته و از رشد تَرَک‌ها جلوگیری می‌کند. ویژگی‌های سنگ، کنترل مهمی را بر کارایی هوازدگی یخبندانی اعمال می‌کنند. به‌گونه‌ای‌که بافت و ساختار سنگ، قدرت و ظرفیت جذب‌سطحی آب را تعیین می‌نمایند. سنگ‌های آذرین و دگرگونی مقاومت بیشتری را در برابر خُردشُدگی یخبندانی[591] نشان می‌دهند، درحالی‌که شیل‌ها، ماسه‌سنگ‌ها و گِل‌سفید متخلخل[592] کمترین مقاومت را نشان می‌دهند. هوازدگی یخبندانی احتمالا در محیط‌های معتدل سرد و کوهستانی[593] که در آنجا چرخه‌های یخبندان- ذوب[594] به‌طور مکرر رخ می‌دهند و رطوبت فراوان دردسترس است، نسبت به نواحی قطبی و بیابان‌های سرد[595] بسیار موثرتر می‌باشد. قطعات سنگی زاویه‌دار تولیدشده توسط خردشدگی یخبندانی اصطلاحا پوشش‌سنگی[596] نامیده می‌شوند.
نمک‌ها، ترکیبات شیمیایی تشکیل‌شده از واکنش‌های بین اسیدها و بازها[597] می‌باشند که در ایجاد فروپاشی سنگ بسیار مهم هستند. اثرات حمله نمک را می‌توان در محیط‌های خشک، ساحلی و شهری، که درآنجا نمک‌ها دردسترس هستند و سنگ‌ها به‌طور عادی شرایط خشک‌شدن را تجربه می‌کنند و به متبلورشدن نمک‌ها اجازه می‌دهند، ملاحظه نمود. رایج‌ترین نمک‌های موجود در سنگ‌ها عبارتند از: هالیت یا نمک‌طعام[598] (NaCl)، ژیپس[599] (Ca2SO4·2H2O)، سولفات سدیم[600] (Na2SO4)، سولفات منیزیم[601] (MgSO4)، کربنات سدیم[602] (Na2CO3)، نیترات سدیم[603] (NaNO3) و شکل‌های آب‌دارشان. تنش‌ها از طریق سه سازوکار منجر به فروپاشی سنگ‌ها می‌شوند: تبلور نمک‌ها در حفره‌ها و تَرَک‌های سنگ‌ها، انبساط بلورهای نمک در اثر آب‌گیری و انبساط حرارتی بلورها (Cooke and Smalley 1968).
قوی‌ترین علت هوازدگی نمکی، رشد بلور نمک[604] است (Goudie and Viles 1997). رشد بلور به‌عنوان برآیندی از انحلال شور اشباع‌شده هنگامی‌که تبخیر و/ یا تغییرات دما صورت می‌گیرد، یا توسط آمیختگی[605] نمک در محلول که اصطلاحا "اثر یون مشترک[606]" نامیده می‌شود رخ می‌دهد (Goudie 1989). نقش تبلور نمک در ایجاد فروپاشی، به توزیع اندازه منافذ و ارتباط‌پذیری منافذ کانی‌ها، همچنین قدرت کلی آنها وابسته است. علت دوم، تنش ناشی از ظرفیت ویژه نمک‌های رایج برای گرفتن مقادیر قابل‌توجهی از آب به‌درون ساختارشان می‌باشد. این فرایند آب‌گیری، باعث انبساط حجمی نمک می‌شود و ممکن است بر جِدارهای تَرَک‌ها و منافذ فشار وارد نماید. برای مثال، سولفات سدیم، در فرایند آب‌گیری تا 313 درصد انبساط پیدا می‌نماید.
انبساط ناشی از آب‌گیری ممکن است در واکنش به تغییراتی در میزان رطوبت نسبی رخ دهد، به‌طوری‌که این امر با دما و شاید دمای روزانه در ارتباط نزدیک می‌باشد. میزان گسترش نمک‌ها، هنگامی‌که آنها گرم‌شده باشند به ویژگی‌های حرارتی و گستره دمایی که در معرض آن قرار گرفته‌اند، بستگی دارد. رایج‌ترین نمک‌ها ضرایب انبساط بالاتری نسبت به سنگ‌های دربرگیرنده آنها دارند. هنوز مطالعات شبیه‌سازی ثابت نکرده‌اند که انبساط حرارتی تفریقی، سازوکار هوازدگی بسیار موثری در جُداسازی یا تجزیه دیگر اثرات نمک‌ها می‌باشد. یکی از دلایل، ممکن است این باشد که سنگ‌ها تنها چرخه‌های حرارتی را در لایه سطحی کم‌ژرفا تجربه می‌کنند. بنابراین، احتمالا نمک‌های زیرسطحی[607] تغییرات دمای روزانه قابل‌توجهی را تجربه نمی‌کنند.
شواهدی برای آسیب شدید ناشی از نمک‌ها در بسیاری از انواع سنگ در گستره‌ای از محیط‌ها وجود دارد. هوازدگی، اَشکالی با سنگ‌شناسی بسیار متفاوت تولید خواهد کرد، هرچند لندفرم‌های تولیدشده توسط هوازدگی معمولا اَشکال کوچک یا جزیی[608] می‌باشند. فرآیندهای هوازدگی نمکی ممکن است شرایط هوازدگی حفره‌ای[609]، پولکی‌شدن[610]، پوسته‌پوسته‌ای‌شدن[611] و تجزیهدانه‌ای[612] در سطوح انواع بیشتر سنگ‌ها را فراهم نمایند. سنگ‌های رسوبی متخلخل[613] به‌طورویژه مستعد پذیرش چنین شرایطی هستند. پوسیدگی در سنگ‌های استفاده‌شده در ساختمان‌ها و بناهای تاریخی معمولا به‌علت حمله نمک می‌باشد که از شرایطِ محیطیِ غنی از نمک (Cooke et al. 1993) و شرایط آلوده در جَو شهرها ناشی می‌گردد (Cooke and Doornkamp 1990).
مواد دیگری که می‌توانند در حفره‌های سنگ‌ها گسترش یابند شامل مواد گیاهی می‌باشند که باعث تنش‌های درونی و گسیختگی پایانی سنگ‌ها می‌شوند. برای مثال، رشد ریشه‌های گیاه یا پایه گُل‌سنگ[614]، در تَرَک‌های سنگ ممکن است اثر بیوفیزیکی[615] در ایجاد تنش‌های ناشی از رشد گیاه داشته باشد. احتمال ایجاد تنش‌های کششی وجود دارد. بااینحال، مقاومت کششی بیشتر سنگ‌ها کمتر از (3 مگاپاسکال) می‌باشد. اثر هوازدگی زیستی[616]، برآیند مجموعه پیچیده‌ای از فرآیندهای بیوشیمیایی[617] و بیوفیزیکی می‌باشد که نمی‌توان صرفا از طریق فرایندهای هوازدگی مکانیکی توضیح داده شود.
References
Cooke, R.U., Brunsden, D., Doornkamp, J.C. and Jones, D.K.C. (1993) Urban Geomorphology in Drylands, Oxford: Oxford University Press.
Cooke, R.U. and Doornkamp, J.C. (1990) Geomorphology in Environmental Management, 2nd edition, Oxford: Oxford University Press.
Cooke, R.U. and Smalley, I.J. (1968) Salt weathering in deserts, Nature 220, 1,226–1,227.
Goudie, A.S. (1989) Weathering processes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 11–24, London: Belhaven Press.
Goudie, A.S. and Viles, H. (1997) Salt Weathering Hazards, Chichester: Wiley.
Hall, K. and Hall, A. (1991) Thermal gradients and rock weathering at low temperatures: some simulation data, Permafrost and Periglacial Processes 2, 103–112.
McGreevy, J.P. and Whalley, W.B. (1985) Rock moisture content and frost weathering under natural and experimental conditions; a comparative discussion, Arctic and Alpine Research 17, 337–346.
Ollier, C.D. and Ash, J.E. (1983) Fire and rock breakdown, Zeitschrift für Geomorphologie 27, 363–374.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: An Introduction, Tokyo: Sozosha.
Further reading
Amoroso, G.G. and Fassina, V. (1983) Stone Decay and Conservation, Materials Science Monographs 11, New York: Elsevier.
Bland, W. and Rolls, D. (1998) Weathering: An Introduction to the Scientific Principles, London: Arnold.
Ollier, C.D. (1984) Weathering, 2nd edition, London: Longman.
Whalley, W.B. and McGreevy, J.P. (1985) Weathering, Progress in Physical Geography 9, 559–581.
Whalley, W.B. and McGreevy, J.P. (1987) Weathering, Progress in Physical Geography 11, 357–369.
Whalley, W.B. and McGreevy, J.P. (1988) Weathering, Progress in Physical Geography 12, 130–143.
SEE ALSO: deep weathering; frost and frost weathering; honeycomb weathering; hydration; organic weathering; pressure release; salt weathering; wetting
and drying weathering
ALICE TURKINGTON (مترجم: رضا منصوری)
[1]- Mangrove Swamp: این واژگان در زبان پارسی به‌صورت‌های گوناگون و از جمله شامل: باتلاق یا مرداب درختان‌حرا، باتلاق یا مرداب درختان کرنا و بالاق یا مرداب شاه‌پسندیان نیز ترجمه شده‌است: م.
[6] - Avicennia Germinans
[7] - Laguncularia Racemosa
[13] - Hypersaline Mudflat
[16] - Parts Per Thousand (PPT)
[23]- Pneumatophores: منظور ریشه‌های هوایی مشخص‌شده برای تبادل گاز می‌باشد: م.
[29] - Terrestrial Climax
[35] - Radiocarbon Dating
[38] - Sedimentation Rate
[39] - Temporal Succession
[40] - Static Equilibrium
[46] - Ganges–Brahmaputra
[48]- Terrigenous Sediments: رسوبات خاک‌زاد، رسوبات خشکی‌زاد. منظور آن‌دسته از رسوباتی می‌باشد که از تخریب، فروپاشی و فرسایش دیگر سنگ‌های موجود بر روی خشکی به‌وجود می‌آیند. به‌دیگر سخن، نشانگر مواد رسوبی فرسایش یافته از سوی خشکی می‌باشند که به‌سوی مناطق ساحلی و دریاها حرکت نموده و در مناطقی چون باتلاق‌های ساحلی نهشته‌گذاری می‌شوند: م.
[51]- Avulsion: جدایش زمین، جداشدن بخشی از زمین. منظور فرایندی است که طی آن بخشی از زمین، از سرزمین منطقه‌ای و عموما بر اثر رخ‌داد سیلاب یا تغییر مسیر رودخانه جداشده و به بخش دیگری می‌پیوندد: م.
[53] - Belize Barrier Reef
[59] - Everglades of Florida
[61] - Natural Disturbances
[80] - Large Igneous Provinces (Lips)
[84] - Layered Intrusions
[98] - Mass Balance of Glaciers
[108] - Steep Hanging Glaciers
[113] - Geodetic/ Photogrammetric Method
[114] - Repeated Precision Mapping
[119] - Cumulative Glacier
[124] - Melting Temperature
[125] - High Mass Turnover
[131] - Patagonia and Iceland
[132] - Western Cordillera
[146] - Equilibrium Line Altitude (Ela)
[147] - Specific Mass Balance
[155] - Positive Feedbacks
[158] - World Glacier Monitoring Service (WGMS)
[160] - Anthropogenic Greenhouse
[165] - Transporting Medium
[170] - European Research Group
[172] - International Geotechnical Societie
[173] - Working Party on World Landslide Inventory (WP/WLI)
[176]- Stone Fall: ریزش قطعه‌سنگ. در دانش‌های ژئومورفولوژی و زمین‌شناسی واژه (Stone) با واژه (Rock) متفاوت می‌باشد. واژه Rock به معنای سنگ/ صخره معمولا به مجموعه‌ای از سنگ‌دانه‌های منجسم یا کانی‌ها به‌هم‌پیوسته یا دیگر مواد جامدی که نسبتا محکم و سخت بوده و به‌طور طبیعی تشکیل شده‌اند گفته می‌شود. اما واژه Stone که در زبان پارسی به سنگ نیز ترجمه شده است، معمولا به بخش‌هایی از سنگ‌هایی (Rock) گفته می‌شود که به قطعات یا تکه‌های مجزایی شکسته شده‌اند. بنابراین، مراد از واژه‌های Rock و Stone یکی نبوده، به همین خاطر در این بخش برای ترجمه هر یک از این واژه‌گان به‌ترتیب معادل: سنگ و قطعه‌سنگ برگزیده شده است: م.
[182] - Flageollet and Weber
[187] - Artificial Embankments
[188] - Wedge-Shaped Hollows
[190] - Base of the Slope
[194] - Slope Aspect and Angle
[197] - Separation Process
[198] - Hazard Zoning Map
[199] - Monitoring Systems
[203] - Slide (Rotational)
[204] - Multiple Successive
[205] - Slide (Translational)
[208] - Lateral Spreading
[217] - Progressive Weathering
[226] - Bedding Plane Water Pressures
[233] - Depositional Features
[236] - Buma and van Asch
[238] - Shear Displacemen
[241] - Internal Deformation
[244]- Matrix: زمینه، سیمان، ملات، خمیره. منظور ماده سنگی ریزدانه‌ای است که فضاهای خالی بین دیگر ذرات یا بلورهای بزرگ‌تر موجود در سنگ‌ها را پر و سیمانی نموده و آنها را به‌هم متصل می‌نماید: م.
[246] - Undisturbed Slope
[249] - Consolidated Clays
[255] - Anomalous Drainage Pattern
[264] - Non-Circular Failure
[267] - Planar Rock Slide
[278] - Strong Discontinuities
[280] - Earth Block Slide
[288] - Pedogenic Horizon
[291] - Saturated Conditions
[295] - Water Regime Changes
[299] - Sorriso-Valvo And Gulla
[300] - Erismann and Abele
[309] - Friction Mobilized
[310] - Unconsolidated Material
[312] - Flysch Formations
[320] - Morainic Sediment
[324] - Pore-Water Pressures
[333] - Lateral Spreading
[335] - Gravitational Spreading
[339] - Plastic Deformation
[340] - Relatively Homogeneous Rock
[341] - Horsts and Grabens
[344] - Uphill Facing Scarps
[347] - Pasuto and Soldati
[370] - Interparticle Repulsion
[372] - Varved Clay Formations
[373] - Water-Bearing Fine Sand
[378] - Sand Liquefaction
[379] - Confining Pressures
[382] - Differential Movements
[391] - Plastic Deformation
[400] - Pierson And Costa
[407] - Dispersive Pressures
[410] - Volume Concentration
[412] - Threshold Strength
[417] - Shallow Depressions
[418] - Insufficient Protection
[428] - Transfer of Momentum
[429] - Cohesionless Grain Flow
[431] - Rockfall Avalanche
[432] - Rock-Slide Avalanche
[442] - Numerical Analysis
[443] - Differential Equations
[444] - Descriptive Mathematics
[445] - Deriving Equations
[449] - Newtonian Mechanics
[450] - Quantitative Revolution
[454] - Differential Calculus
[455] - Fundamental Conservation Principles
[456] - Buckingham Pi Theorem
[457] - Formal Dimensional Analysis
[459] - Radiometric Dating
[460] - Radiometric Dating
[461] - Digital Elevation Models (Dems)
[462] - Geomorphic Phenomena
[463] - Computing Technologies
[465] - Sediment Transport
[470] - Non-Closure Solution
[473] - Hydraulic Geometry
[474] - Maximum Flow Efficiency (Mfe)
[475] - Least Action Principle (Lap)
[477] - thermodynamic Analogies
[478] - Maximum Sediment Transport Capacity
[479] - Minimum Stream Power
[480] - Imposed Sediment Load
[481] - Equilibrium Channel
[486] - Transport Efficiency
[491] - Hydraulic Geometry
[492] - Spontaneous Evolution
[496] - Geostrophic Ocean-Surface Currents
[498] - Sine-Generated Curve
[508] - Closed Circulation
[525] - Total Effective Sediment Flux
[526] - Sediment Discharge
[530] - Submarine Meandering
[539] - Volumetric Expansion
[540] - Wetting and Drying
[542] - Chemical Weathering
[543] - Biological Weathering
[548] - Metamorphic Materials
[549] - Massive Sandstones
[553] - Spheroidal Weathering
[559] - Compressive Stresses
[563] - Diurnal Temperature Cycles
[564] - Hot Desert Environments
[565]- Insolation Weathering: هوازدگی خُوَرتابی، هوازدگی ناشی از (یا در معرض) تابش‌آفتاب: م.
[567] - Coefficients of Thermal Expansion
[568] - Differential Thermal Response
[573] - Na-Montmorillonite
[575] - Wetting and Drying
[576] - Electrostatic Bonds
[577] - Structural Weaknesses
[578] - High Permeability
[579] - Low Tensile Strength
[586] - Adsorptive Suction
[593] - Alpine and Cold Temperate Environments
[594] - Freeze–Thaw Cycles
[595] - Cold Deserts and Polar Areas
[601] - Magnesium Sulphate
[604] - Salt Crystal Growth
[606] - Common Ion Effect
[608] - Small or Minor Forms
[609] - Cavernous Weathering
[612] - Granular Disintegration
[613] - Porous Sedimentary Rocks
[616] - Organic Weathering
|