واژه آخر تر جمه نشده است
CONTINENTAL SHELF - فلات قاره
عموماً فلات قاره ناحیه مشخصی در مجاورت قاره و اطراف جزایر است که بین خطوط ساحلی و منطقه شیب قاره قرار دارد. شیب فلات قاره، به سوی سراشیبی شیب قاره است یا به عبارت دیگر مکانی که هیچ شکستی در شیب تا عمق حدود 200 متری وجود ندارد را فلات قاره گویند.
به نقل از گری و همکارانش، فلات قاره قسمت حاشیهای قاره است که در امتداد جلگه ساحلی، شیب قاره و بالا آمدگی فلات قاره در نظر گرفته میشود (Gary et al. 1972: 153) و معمولا با لغت سکوی قارهای مترادف است (Bakeret al. 1966: 38) فلات قاره به 3 بخش داخلی، میانی و بیرونی طبقه بندی میشود و این دسته تقسیمبندی قراردادی بوده و اساس آن بر پایه معیارهای منطقی و علمی تعیین شده است، مانند عمقی که در آن امواج، بستر دریا را آشفته میکنند، یا فاکتورهای مانند قوانین مرزی در محدودهی جغرافیایی که توسط یک دولت تعیین میگردد. در بسیاری از مناطق، فلات قاره از لحاظ فیزیکی جلگه ساحلی است و فاصلهی بین این دو محل یک خط ساحلی را ایجاد مینماید. طبیعت پویای فلات قاره نشانهای از خصوصیات فعال خط ساحلی است که به صورت افقی و عمودی در مقیاس فضا و زمان در حرکت است که بسته به میزان اندازه و وسعت تغییر میکند.
فلات قاره به دلایل زیادی اهمیت دارد. فلات قاره یک محلی است که بسیاری از تغییرات فیزیکی و بیولوژیکی از شرایط و وضعیت خشکی و فرآیندهای اقیانوسی به خشکی است. هنگامی که هر چیزی که از خشکی به اقیانوس جابهجا میشود باید از میان فلات قاره عبور کند که شامل مجموعهای از سلسله فرآیندهای مهم و اساسی روی فلات قاره است. این فلاتها محل فعالیتهای بیولوژیکی فراوانی است از اینرو که منبع مواد غذایی عمده از باقیماندههای خیزش آب و رواناب زمینهای مرتفع در این قسمت جریان دارد و همچنین این بخش معمولا برای نفوذ نور مناسب میباشد.
در آخر، فلاتهای قارهای مکانهای مناسب برای بهرهبرداری اقتصادی اعم از تجاری، تفریحی و شیلات میباشند. در آبهای فلات قاره از شن و ماسه و سایر مواد معدنی و رسوبات سطحی که از طریق رسوبگذاری انباشته شده و در هر یک از سطوح مختلف بدنهی فلات به تله افتاده و نفت و گاز را تشکیل و ایجاد کردهاند. از اینرو در کوچکترین مقیاس، خط ساحلی مرز بین جلگه ساحلی و فلات قاره در ثانیه و ساعتها و در مواجه با امواج و جزر و مد تغییر میکند. در حالی که احتمالا مهمتر این است که تغییرات یخچالی و سطح تراز دریا در چند هزار سال در سراسر جهان در طول دوره کواترنر خط ساحلی را دهها کیلومتر به صورت افقی و صدها متر در جهت عمودی جابهجا کرده است. علاوه بر این عواقب ناشی از فعالیتهای تکتونیکی منطقهای و محلی نیز که معمولا همراه با نوسان بوده، به روند تغییرات سطح دریا نیز افزوده است. وجود و یا عدم وجود تکتونیک به شکلگیری فلات قاره کمک میکند. وجود صفحات تکتونیکی در مجاورت حاشیه فلات قاره( مراجعه شود به تکتونیک صفحهای) و نوع دینامیک بین دو صفحه تکتونیک مدفون شده زیر خاک، نقش بسیار مهمی در شکلگیری و عملکرد فلات قاره ایفا میکند. شاید فلاتهای قارهای که به کمترین حالت زمین شناسی ممکن گسترش پیدا کردهاند، آنهایی هستند که در امتداد با مرز صفحات همگرا و معمولا در یک حاشیه فعال در اطراف بسیاری از مناطق اقیانوس آرام و در امتداد سواحل شمالی دریای مدیترانه رخ میدهد. گرچه این شرایط به طور بالقوهای پیچیده و از نظر زمین شناسی حاشیه قاره جالب است، میزان فعالیتهای تکتونیکی در طول زمانی محدود که در طی آن فرآیندهای دریایی بر سطح حجمی مشخص از رسوب یا مکانی بر روی فلات قاره عمل میکنند. با این حال فرآیندهای که از نظر جغرافیایی محدود به حوزه فلات قاره است حاصل جریان سریع مواد جاری شده در اثر نیروی جاذبه بین مناطق مرتفع شیبدار و مناطق قارهای نزدیک ساحل و مناطق عمیق اقیانوس است ( Milliman and Syvitski 1992). که این نکته اشاره دارد به حوضههای کوچک که دارای مقدار زیادی از رسوبات است و مانند سیستمهای رودخانهای برجسته و بزرگ با حاشیهای فعال در حوضههای اقیانوسی نقش دارد. زمان قرار گرفتن رسوبات در فلات قاره بسیار کوتاه است و جابهجای رسوبات در سرتاسر محدوده فلات قاره بیشتر توسط فرآیندهای اقیانوسی کنترل میشود که واکنشی نسبت به مورفولوژی فلات و دیگر عوامل است. به عنوان مثال منطقهای که در آن امواج آب کم عمق است رسوبات معلق زیرین نسبتا محدود است. این محدودیت به نوبه خود باعث سطوح بسیار شیبدار در اثر شدت انتقال امواج و فرآیندهای مرتبط با آن میشود. شرایط مخالف بهگونهای است که یک فلات قاره در یک حاشیهی غیرفعال کاملا گسترش پیدا نکرده است همچنان که این شرایط در بسیاری از سواحل آتلانتیک شمالی و جنوب آمریکا، اروپا و آفریقا نیز وجود دارد.
یک چنین حاشیههای قارهای کم شیب و وسیع میتواند مکانهای مهمی برای تجمع رسوبات در یک بازهی زمانی طولانی باشد. مطالعات در امتداد ساحل شرقی آمریکای شمالی حاکی از یک توالی رسوبات با ضخامت کیلومتری است که با پر شدن سریع ریفتهای درهای و یا حوضههای آبخیز از دوران مزوزوئیک آغاز شده و این روند تا به امروز نیز ادامه دارد (مراجعه کنید به ریفتهای درهای). در مقیاس بزرگ بیشتر از دهها متر تغییرات در سطح تراز دریا نقش بسیار مهمی در گسترش فلات قارهای ایفا میکند (Wright 1995). با مطالعه فلات قاره در اقیانوس اطلس در آمریکای شمالی مدت زمان انباشت را که در طی آن هر بخش از بستر دریا به صورت بالقوه در معرض میزان انرژی امواج قرار میگیرد باعث آشفتگی رسوبات زیرین میشود. این منطقه از یک خط ساحلی منطقهای خیزاب قسمت ساحلی دریا تا عمق مشخص شدهی امواج دینامیک گسترده شده و فرضیات مربوط به احتمالات امواج خاصی که در این نواحی رخ میدهند، وجود دارند. وسعت منطقه آشفتگی رسوبات زیرین در درجه اول تابع شیب سطح فلات قاره است.
میزان جابهجای در سرتاسر منطقه تابع عملکرد میزان تغییرات سطح دریا و شیب فلات قاره است. در مناطقی مانند مناطق مورد مطالعه شده (Wright 1995)، مکانهای که توسط تغییرات سطح دریا در سراسر جهان ایجاد شدهاند، با مدت زمان فعالیت بالقوهی زمین نسبتا همزمان میباشد در حالی که در مناطقی که تاریخ پیچیدهی دارند، تکتونیک یا ایزوستاتیک یخچالی و تغییرات سطح دریا نقش عمدهی داشتهاند (Kelley et al. 1992). تاریخ فرایند آنها بسیار پیچیده خواهد شد.
در گسترش و رشد فلات قاره بوسیله رسوبگذاری به سمت بالا یا بیرون، دیگر عوامل میتوانند نقش داشته باشند مانند تله انداختن رسوبات و رسوب گذاری ثانویه که فلات قاره را شکل می دهند. صخرههای مرجانی دریایی طویل سد مانند، گنبدهای موازی با ساحل، بلوکهای گسلی و یا چین خوردگیها میتوانند به شکل سد در عرض فلات قاره مانع ایجاد کنند که باعث انتقال رسوبات شود. در وضعیتی که فلات قاره دور از دریا در شرایط آرام قرار دارد و مقدار بسیار زیادی از رسوبات در خود جای داده است توده رسوبات روی هم انباشته میتواند باعث فرونشست ایزوستاتیک شده که نتایج آن عمیقتر شدن حوضه های رسوبی و به دام انداختن رسوبات بیشتر است. در مورد گسترش عمق دره بالتیمور با بیشتر از حدود 15 کیلومتر ضخامت به نظر میرسد که با پر شدن گرابن و یا حوضه های ریفتی تشکیل شده در طی مزوزوئیک و در جاهایی که سدهای صخره های دریایی در ژوراسیک و کرتاسه تشکیل شده است(Schlee 1980).
عوامل متعددی از جمله عرض و شیب فلات قاره، میزان تغییر نسبی سطح دریا و قابلیت رسوبگذاری و ویژگی های آن در رسوبگذاری و شدت تعیین فرآیندهای فیزیکی اقیانوسی تعیین میکنند که آیا یک فلات قاره به صورت افقی یا عمودی ساخته شده است و یا زمانی که به صورت یک کانال برای رسوب در حال حرکت از قاره به عمق دریا بوده به هم پیوسته نبوده است. به طور مشابه، تعامل میزان و مکان انباشت رسوب در فلات قاره با میزان بالاآمدگی سطح دریا که باعث میشود یک ناحیه دچار پیشروی یا پسروی دریا شود تحت تاثیر قرار میگیرد. درک درست از چگونگی فرآیندهای اشکال رودخانهای و دلتایی و چگونگی شکلگیری آنها میتواند به شناخت چگونگی گسترش فلات قاره کمک کند بخصوص که اکثر دلتاها روی فلات قاره یا در سرتاسرآن شکل میگیرند.
این عوامل در ترکیب با یکدیگر عوامل مانند اقلیم، باعث تعیین خصوصیات و ویژگی رسوبات انباشته شده رو یا داخل فلات قاره میشود.
Hayes 1967)) مشاهده کرد که گل، جز اصلی رسوبات فلات قارهای داخلی در مناطق ساحلی دریا با درجه حرارت بالا و بارش زیاد (هوازدگی شیمیایی) است، در نواحی با درجه حرارت بالا، عادیترین پدیده درسواحل وجود سواحل شنی و ماسه ای است. در مناطقی با درجه حرارت پایین(جایی که در آن هوازدگی مکانیکی غالب است و ذرات بزرگ حمل شده به وسیله یخ در آن وجود دارد) و صخرههای زیادی که در مناطق سرد وجود دارند (شاید به دلیل شستشوی یا حمل رسوبات ریز توسط یخ)، ولی به شدت با شیب فلات داخلی در ارتباط است.
References
Baker, B.B., Jr, Deebel, W.R. and Geisenderfer, R.D. (Eds) (1966) Glossary of Oceanographic Terms, Washington, DC: US Naval Oceanographic Office.
Gary, M., McAffee, R., Jr and Wolf, C.L. (Eds) (1972) Glossary of Geology, Washington, DC: American Geological Institute.
Hayes, M.O. (1967) Relationship between climate and Bottom sediment type on the inner continental shelf, Marine Geology 5, 111–132.
Kelley, J.T., Dickson, S.M., Belknap, D.F. and Stuckenrath, R., Jr (1992) Sea-level change and Late Quaternary sediment accumulation on the Southern Maine inner continental shelf, in C.H. Fletcher, III And J.F. Wehmiller (Eds) Quaternary Coasts of the United States: Marine and Lacustrine Systems, Tulsa, OK: SEPM (Society of Sedimentary Geology).
Milliman, J.D. and Syvitski, J.P.M. (1992) Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous Rivers’, Journal of Geology 100, 525–544.
Schlee, J.S. (1980) Seismic stratigraphy of the Baltimore Canyon Trough, US Geological Survey Open File Report 80–1,079.
Wright, L.D. (1995) Morphodynamics of Inner Continental Shelves, Boca Raton, FL: CRC Press.
CARL H. HOBBS, III (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CONTRIBUTING AREA - ناحیه موثر
در اصطلاحات هیدرولوژیکی، یک ناحیه موثر بخشی از یک حوضه زهکشی است که جریان شدید آبی شبیه رواناب ایجاد میکند. ارتباط بین ورودی و خروجی بارش به طور گسترده توسط تغییرپذیری در ذخیره رطوبت خاک و توزیع فضایی نواحی موثر جدای رواناب سطحی تعیین شده است.
تقریبا تمامی روانابهای حاصل از بارش شدید توسط فرآیندهای جریانی سطحی و یا نزدیک سطح ایجاد شده اند. بنابراین نواحی موثر رواناب در داخل حوضههای زهکشی به طور اصلی توسط جریانات شدید سطحی و زیر سطحی کنترل میشوند، و میتوانند جریانات سطحی را به وجود آورند. جریان زیر سطحی زمانی رخ میدهد که شدت بارش از میزان آب نفوذی به داخل خاک بیشتر باشد. این فرآیند در آبریزهای مناطق نیمه خشک اتفاق میافتد جایی که پوشش گیاهی طبیعی بسیار تنک است و یا جایی که حاصلخیزی زمین کم شده است( به عنوان مثال در اثر کشاورزی زیاد) اتفاق میافتد.
فرآیند دوم اشباع بیش از حد است، جریانات سطحی زمانی رخ میدهد که بارش در سطح خاک اشباع شده صورت میگیرد. در حین جریان، زمانی که در شرایط قبلی رطوبت خاک در یک آبریز بالا باشد، سطح آب ممکن است به طور موقت با سطح زمین اشباع شده توسط جریان آب تلاقی داشته باشد. الگو توسعه فضایی و وسعت نواحی موثر رواناب تحت تاثیر اقلیم، خاک، توپوگرافی میباشد. نواحی موثر، نفوذ بیش از حد جریانات سطحی به وسیله تعامل شدت بارش و نفوذپذیری خاک تعیین میشود. خاکهای که کمترین نفوذپذیری را در یک حوضه آبخیز دارند بیشتر تمایل به ایجاد جریانات سطحی دارند. هر چقدر که میزان باران افزایش یابد، مناطقی با قابلیت نفوذ پذیری مناسب نیز ممکن است به تشکیل جریانات سطحی کمک کنند هر چند در شروع باران، رطوبت به صورت یکسان در خاک توزیع نخواهد شد. اما در مناطق مجاور به مسیرهای دائمی آب و حفرههای توپوگرافیک متمرکز میشوند. جریانات سطحی ممکن است به خاطر بازگشت جریان ایجاد شده باشد زمانی که مقدار آب نفوذ کرده متمرکز شده و خاکهای سطحی کاملا اشباع شوند تولید میشود. تحت این شرایط سطح آب بالا است و آب زیرزمینی تقریبا نزدیک به سطح هستند. این مناطق جریان رواناب شدیدی ایجاد میکنند. به گونهای که جریان وابسته به هیدرولوژی به نقطه اوج رسیده که این توسط قسمت کوچک آبریز تولید شده، یعنی همان قسمت ناحیهی موثر(Betson 1964). این رواناب تولید شده در طول یک جریان گسترش مییابد.
شکل27 نشانگر میزان اشباع در حوضه آبریز کوچک در سه مرحله نشان میدهد: قبل از جریان، در حین جریان و پس از جریان سیلاب. پیش از جریان ناحیه اشباع شده در گودالها و در خاکهای مجاور کانالهای رود متمرکز است. همینطور که جریان گسترش میابد و مناطق اشباع شده به سمت چالههای روی دامنهها گسترش مییابد در مسیر کانال، جریان سطحی زمین در اثر جریان برگشتی اشباع شده تشکیل میشود. در اثر این به هم پیوستن جریان سطحی شدید میشود که در نتیجه آن شبکه کانالها افزایش مییابد، در انتهای جریان مسیر کانال کاملا اشباع شده است و رودهای دائمی کوچک تشکیل میشوند. در مورد موقعیت کانالها به وسیله مدل مونگومری و Dietrich 1988)) مطالعه صورت گرفته است این دو نفر پیشبینی میکنند که نواحی موثر در مسیر کانالها و در حفره های زمین لغزش تشکیل میشوند. میتوان نتیجه گرفت که نواحی موثر برای رواناب در حوضه های آبریز نسبتا محدود هستند و اساسا در انتهای شیبها و مسیر کانالها رخ میدهند در جایی که رواناب زیرسطحی در بیشترین حالت خودش قرار دارد و سطح آب زیرزمینی خیلی سطحی است جایی که رواناب زیر سطحی همگرا در خاک در حفرههای دامنه و مناطقی که ذخیره رطوبت خاک کم است رخ میدهد. اهمیت نظریه نواحی موثر تاکید بر مفاهیم مهم هیدرولوژیکی است.
(Betson 1964) مفهوم رواناب حاصل از جریان را بسط و گسترش داد. که بر اساس یک سری از مدلهای ساده ریاضی بوده که در تئوری نفوذ هورتونیون به منظور پیشبینی رواناب مناطق موثر در حین جریان مورد استفاده و مطرح شده بود. شکل 27 نشانگر میزان اشباع در یک حوضه آبریز کوچک در سه مرحله است. پیش از جریان ، در حین جریان و پس از جریان.
شکل 27: توالی گسترش منطقه اشباع از یک جریان رتبه اول در واکنش با یک جریان
با معادلات توسعه یافته که میتواند به عنوان عملکردها از ظرفیت نفوذ حوضه آبخیز آشکار میکند، که رواناب حاصل بخشی کوچکی از یک حوضه آبخیز را نشان میدهد. بستون با استفاده از متغیرهای اصلی هیدرولوژیکی میزان بارش در یک جریان، مدت زمان جریان، حجم رواناب، ناحیهی موثر را با استفاده از حداکثر جریان رواناب تقسیم بر شدت حداکثر بارش تعریف کرد. این نسبت تولید رواناب موثر در مساحت یک حوضه آبریز، که به عنوان یک درصد یا نسبت کل حوضه آبریز میتواند بیان کند. برای پیش از جریان به عنوان مجموع رواناب جریان تقسیم بر مجموع بارش محاسبه میشود. مقادیر متداول برای حوضههای آبریز کوچک با پوشش گیاهی خوب، 10 درصد میباشد. از مطالعات رواناب جریان اغلب در تنها بخش کوچکی از حوضهها رخ میدهد و به اندازه در رواناب منطقه سهیم نیست. ضمنا به این دلیل که این نظریه بر اساس تئوری نفوذ مازاد، رواناب هورتون است، برای تمامی حوضههای آبریز قابل اجرا نمیباشد. با کار در جنگلهای مرطوب، کارگران متوجه اهمیت ایجاد جریان طغیانی زیر سطحی توسط جریان درونی و جریان سطحی اشباع شده شدند که میزان بارش باران بسیار کمتر از نفوذ و بیشتر از جریان اولیه سطحی است (Troendle 1985). با توجه به منشا ناپایداری در منطقه باعث شده که به موجب آن رواناب طغیانی تنها در مناطق خاصی از حوضه آبریز ایجاد شود. میزان تولید رواناب مناطق نسبت به هم از جریانی به جریان دیگر و از فصلی به فصل دیگر متفاوت است. در شیبهای کمتر که سطح آب زیرزمینی نزدیکتر به سطح است و منجر به نفوذ آب خاک و ذخیره رطوبت در طول یک جریان میشود، جریان زیر سطحی ممکن است در اثر اشباع شدن روی سطح جریان یابد(Hewlett 1961).
Hewlett 1961)) و هیولت و هیبرت Hewlett and Hibbert 1967)) پس از کار کردن بر روی حوضه جنگلی از کارولینای شمالی، اهمیت مکانیزم رواناب را بر خلاف نفوذ مازاد جریان روی سطحی که توسط هورتون به طور گستردهای متداول شده بود، نشان دادهاند.
مطالعات دیگر، به ویژه پژوهشی در ورمنت آمریکا توسط دون بلکDunne and Black 1970)) به وضوح نشان داد جریان روی سطحی اشباع شده میتواند منبع غالب آن یک رواناب در یک جریان باشد. این نظریات امروزه در بخشی از مفهوم منطقه موثر آشکار هستند که به طور ضمنی در مفهوم دینامیک منطقه موثر به رسمیت شناخته میشود این واقعیت است که در ناحیه موثر، رواناب ثابت نیست اما در طی یک رواناب طغیانی به عنوان مناطق اشباع شده در قسمت پای دامنهها و مسیر کانالها گسترش مییابد.
زمانی که بارش متوقف میشود و دامنهها شروع به زهکشی از نواحی مناطق موثر میکنند. با در نظر گرفتن این مورد میتوان گفت که در تعیین وسعت مناطق موثر توسط الگوی فضایی از رواناب طغیان سطحی که شامل جریان سطحی نیز است، توپوگرافی عامل مهمی میباشد. به عنوان مثال تمرکز جریان سطحی اشباع شده در چاله های روی دامنه و حفره های مرطوب است.
نواحی موثر، جریان سطحی اشباع شده مازاد بوسیله اثرات متقابل شرایط توپوگرافی و رطوبت خاک تعیین میشود (Anderson and Burt 1978). میزان این جمع شدگی بوسیله تخلیه در هر واحد طول مسیر (A) و درجه شیب منطقهای (S) تعیین میگردد. شاخص a/s (Kirkby 1978) نشاندهنده نواحی بیابانی همگرا و واگرا است که شرایط زهکشی منطقهای برای هر دو جریان سطحی اشباع شده و نفوذ تعیین میکند. توپوگرافی بر جریان سطحی مازاد اشباع شده اثر میگذارد که بیانگر یک حوضه زهکشی به صورت یک کل با استفاده از شاخص توپوگرافی رطوبت(TWI) باشد (Wolock and McCabe 1995).
TWL میتواند مانند a/s برای تمام نقاط در یک حوضه آبخیز محاسبه گردد، آن ناحیه از یک حوضه آبریز با بالاترین رقم TWL بیشترین احتمال را برای جریان سطحی مازاد اشباع شده دارند. در طی دورههای خشکی وقتی ذخیره رطوبت خاک کم است، تنها مناطقی که بالاترین میزان TWL را دارند احتمالا اشباع شده و موجب جریان رواناب سطحی شود. در شرایط اشباع کم، مناطقی با میزان TWL کمتر میتواند موجب رواناب شود. استفاده از زمین در ویژگیهای رواناب در محدوده یک حوضه، نیز شرایط فرآیندهای فیزیکی و دینامیک مواد محلول به شدت تاثیر دارد. عواملی مانند پوشش گیاهان سطحی، نفوذپذیری خاک، و شیوه اتخاذ تصمیم راجع به مدیریت زمین، اهمیت نسبی رواناب در نتیجه انواع مختلف کاربری زمین مشخص میسازد. علاوه بر آن، طغیان آب در مسیر جریان از میان خاک احتمالا باعث تغییر در تعادل مواد محلول میشود.( به طور مثال، برداشت و جذب نیتراتها در کودهای شیمیایی). از این جهت کاربری زمین نه تنها در مسیر رواناب تاثیر دارد همچنین میتواند در منابع و وارد شدن انواع و میزان آلایندهها در جریان مهم باشد. گذشته از این، فرآیند نفوذ جریان در سطح یا نزدیک سطح در گسترش رواناب حاصل از طغیان در تخریب و در پایداری شیبها مهم است. بسیاری از مشکلات مکانیک خاک میتواند تنها زمانی شناسایی شود که دانش کافی از هیدرولوژی دامنهها داشته باشیم. مفهوم نواحی موثر در محدوده حوضه آبخیز باعث ایجاد درک و فهم بهتر در مکانیسمهای رواناب حاصل از طغیان میشود. این مساله باعث محاسبه بهتر خصوصیات آب ، گسترش و توزیع مدلهای رواناب میگردد. این مدلها میتوانند با تغییرات رسوبی و مدلهای فرسایشی برای تهیه شبیه سازی واقعی توسعه حوضه های آبخیز موثر باشند (Willgoose et al. 1991).
References
Anderson, M.G. and Burt, T.P. (1978) the role of Topography in controlling throughflow generation, Earth Surface Processes and Landforms 3, 331–344.
Betson, R.P. (1964) what is watershed runoff? Journal of Geophysical Research 69, 1,541–1,551.
Dunne, T. and Black, R.D. (1970) Partial area contributions to storm runoff in a small New England Watershed, Water Resources Research 6, 1,296–1,311.
Hewlett, J.D. (1961) some ideas about storm runoff and baseflow, United States Department of Agriculture, Forest Service Southeast Forest and Range Experiment Station, Annual Report, and 62–6.
Hewlett, J.D. and Hibbert, A.R. (1967) Factors affecting the response of small watersheds to precipitation in humid areas, in Proceedings of the International Symposium on Forest Hydrology, 275–290, Oxford: Pergamon.
Kirkby, M.J. (1978) Hillslope Hydrology, Chichester: Wiley.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1988) where do Channels begin? Nature 336, 232–234.
Troendle, C.A. (1985) Variable source are models, in M.G. Anderson and T.P. Burt (Eds) Hydrological Forecasting, 347–403, Chichester: Wiley.
Willgoose G.R., Bras R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1991) Results from a new model of river basin evolution, Earth Surface Processes and Landforms 16, 237–254.
Wolock, D.M. and McCabe, G.J. (1995) Comparison of Single and multiple flow-direction algorithms for Computing topographic parameters in TOPMODEL, Water Resources Research 31, 1,315–1,324. 188 CORAL REEF
SEE ALSO: drainage basin; models; overland flow;Runoff generation
JEFF WARBURTON (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CORAL REEF - صخرههای دریایی مرجانی
حوزههای طبیعی از کربنات کلسیم هستند که عمدتا از اسکلتهای مرجانی سخت و جلبکهای مرجانی ساخته شدهاند. بعضی از صخرههای مرجانی جدید طی میلیونها سال ساخته شدهاند و میتوانند صدها کیلومتر از سواحل گرمسیر امتداد پیدا کرده و گسترده شوند.
توزیع در زمان و مکان(Distribution in time and space)
صخرههای مرجانی عمدتا بین عرض جغرافیایی 25 درجه شمالی و جنوبی یافت میشوند. ساختمان صخرههای مرجانی (هرماتیپیک) و ارگانیسمهای وابسته به آن در سطح دریا در دمای بین 25 تا 29 درجه سانتیگراد بهتر رشد و زندگی میکنند.
اساسا هرماتیپیکهای مرجانی تنها در حدود چند متری در سطح آب، در میان منطقهای که نور به اندازه کافی میتوانند نفوذ کند زندگی میکنند تا موجودات همزی با جلبک (Zooranthellae) بتوانند عمل فتوسنتز را انجام دهند. به صورت کلی، توزیع فسیل صخرههای مرجانی نشان میدهند که دمای سطح دریا گسترش خود را محدود ساختهاند و از زمان پیدایش آنها از ابتدای دوره تریاس روی داده است(Birkeland 1997). در مقیاس زیر ناحیهای عامل دیگری نیز دارای اهمیت است، به طور مثال وجود ترانسهای سنگی در قسمت مرکزی گرمسیری اقیانوس آرام کمک به پراکندگی مرجانها به آن طرفتر از اقیانوس آرام امروزی در طول پالئوزوئیک و بیشتر مزوزوئیک کرده است. (Grigg and Hey 1992)
جریانهای غربی – شرقی اقیانوس کمک میکند به گسترش صخرههای مرجانی در شرقیترین نقطه اقیانوس آرام در طول دوران کرتاسه، وقتی فاصله بین دو قاره آمریکا بوجود داشته است. اما این گونهها تغییر یافته و کمتر شدهاند در طی دوران سوم مانند تنگه پاناما که بتدریج بالا آمد. در هاوایی گروه صخرههای مرجانی مستقر شده تنها در طول الیگوسن زیرین به خاطر تشدید جریان چرخشی در سطح شمال اقیانوس آرام ایجاد شدهاند(Grigg 1988). تغییرات ثانویه در ساختار گونهها ممکن است تحت تاثیر حادثههایی از قبیل انقراض و کلونی سازی مجدد که وابسته به تغیرات آب و هوایی دوره کواترنر باشد. همانطور که دما و سطح دریا در طول دورهی کواترنری نوسان دارد، صخرههای مرجانی متناوبا نمایان گشته و غرق میشوند. در طول دورههای یخبندان زمانی که سطح آب کم است، گسترش صخرههای مرجانی نیز در مناطق حاشیهای در دریاهای مرجانی جدید (مانند جزیرههای هاوایی) بسیار کم شد (Grigg 1988) . صخرههای مرجانی به دلیل دمای خنکتر کاملا از بین رفتهاند، با سرد شدن نسبی دما، میزان رشد صخرههای مرجانی آهستهتر میشود و بسیار بیدوام و موقتی میشوند. همانطور که دما افزایش مییابد و سطح آب دریا در انتهای دورهی یخبندان بالا میآیند، صخرههای مرجانی بتدریج دوباره در میان مناطق دریاهای مرجانی گسترش و پدیدار میشوند. رشد صخرههای مرجانی به طرف بالا و به سمت سطح آب بسته به عوامل اقیانوسشناسی هست با بالا آمدن سطح دریا با شروع دوران پس از یخبندان یا از بین رفتهاند و یا به موجب آن یک صخره مرجانی غرق شده شکل گرفت (Neumann and MacIntyre 1985).
صخرههای مرجانی غرق شده در قسمتهای مختلف اقیانوس آرام و به خصوص در اقیانوس هند واقع شدهاند. اکثر آنها به نظر میرسد که در مقابل بالا آمدن سطح دریا به هنگام دوران بالا آمدن سطح اب مقاومت کرده و رشد نکردند ، که دلایل آن به شرایط آب و هوایی و تراز سطح دریا در عرضهای پالئوسن، و دمای آب دریا و نور برمیگردد.(Flood 2001) سایر صخرههای مرجانی غرق شده به خصوص آنهایی که در کنارههای برآمدگی هاوایی است، صدها متر به سمت پایین حرکت کردهاند. در بسیاری از مناطق دنیا، به خصوص مرزهای صفحههای همگرا، صخرههای مرجانی وجود دارند که از همتای جدید خود بالاتر هستند و این چنین ، اغلب نظریات مهم در مورد ساختار و تاریخ صخرههای مرجانی فراهم میسازد (عکس 28). صخرههای مرجانی پلکانی که در جزیره های مثل سامبا در اندونزی پدیدار شدهاند مطالعه و بررسی شده اند .(Pirazzoliet al. 1991)
عکس 28: طاق های تالاوا در جزیره نیو در جنوب مرکز اقیانوس آرام یک مثال خوب است برای جزیرههای مرجانی حلقوی که به سمت بالا رشد کردهاند. که دارای صخرههای مرجانی حلقوی که خوب در سطح حفظ شدهاند (70 متر بالای صخرههای مرجانی جدید و کف آن تالاب میباشد. اطراف حاشیههای صخره مرجانی حلقوی ، تعدادی از صخرههای مرجانی کنارهای پدیدار گشتهاند. این صخرههای مرجانی پدیدار شده که در اینجا نشان داده میشود به آخرین دوران بعد یخچالی برمیگردد. صخره مرجانی جدید در اینجا، بالا آمده و در نتیجه کم عرض هستند به جز در حالتی که در خلیج محبوس هستند در شکل نشان داده شده است (عکس توسط پاتریک د. نان).
در اقیانوس هند و آرام در طول دوره هولوسن صخرههای مرجانی حفظ شدند و رشد کردند بیشتر از میزان سطح کنونی 4000cal رشد کردهاند و از آن زمان بالاتر از سطح آب دریا ظاهر شدند. این صخرههای مرجانی فسیل شده، هسته بسیاری از جزایر مرجانی در مرکز اقیانوس آرام هستند و از خصوصیات مهم آنها میتوان به قابلیت سکنی گزینی و پایداری آن اشاره کرد.
انواع صخرههای مرجانی مانند: صخرههای مرجانی حاشیهای، صخرههای مرجانی سد مانند، صخرههای مرجانی حلقوی شکل گرفتند. صخرههای حاشیهای جوان هستند و گاهی بیدوام و رشد آنها به سمت خارج از سواحل دریایی میباشد. صخرههای مرجانی سدی و حلقوی قدیمیتر بوده و اغلب شامل صخرههای مرجانی دیگری با سنین گوناگون میباشند. صخرههای مرجانی در طول دوران بعد یخبندان رشد کردند. و در قسمتهای سطحی پدیدار شدند و در طول دوران یخبندان فرسایش پیدا کردند، و مجدد رشد کردهاند. برای درک مطلب، جزیره میداوی در هاوایی مثال خوبی است که تاریخ صخرههای مرجانی آن برمیگردد به دوره ترشیاری میانی که هسته آن شکل گرفت (Lincoln and Schlanger 1987).
صخرههای مرجانی سدی مجزا تشکیل شدند در نزدیکی ساحل و بوسیله یک تالاب جدا شدند در حالی که صخرههای مرجانی حلقوی یک تالاب را محصورکردهاند. این سه گونه صخره مرجانی، ابتدا توسط Darwin 1842)) در تئوری تکامل به یکدیگر متصل بودهاند. در این تئوری او متوجه شد یک جزیره آتشفشانی جوان میتواند یک صخره مرجانی را توسعه دهد. هنگامی که جزیره فرونشست کرد صخرههای مرجانی حاشیهای شروع کردن به تغییر به سمت صخرههای مرجانی سدی و نهایتا وقتی آخرین بقایا جزیره غرق شدند صخرههای مرجانی حلقوی تشکیل شدند. حفاری در عمق صخرههای مرجانی حلقوی ، ضرورت و درستی مدل داروین ثابت کرد.
صخرههای مرجانی در تحقیقات ژئومورفولوژیکی (Coral reefs in geomorphological)
از آنجایی که مرجانها، ساختاری حساس به دما دارند، میتوان نکات زیادی را در مورد وضعیت پالئوکلیما از طریق مطالعه بر روی توزیع فسیلها متوجه شد. ما همچنین میتوانیم از صخرههای مرجانی به عنوان شاخصههای سطح دریای دیرینه استفاده کنیم، برای آخرین دوره بین یخچالی، دانستن این که سطح دریا به 6 متر بالاتر از سطح کنونی است جالب میباشد همان گونه که مطالعات رشتههای صخرهای پدید آمده در هن پنسیلا در پاپو گینه نو پیشنهاد نمودهاند (Chappell 1983) .در اقیانوس آرام، مطالعات روی صخرههای مرجانی در هولوسن پدیدار شده به ما اطلاعات بسیاری را در مورد ماکسیمم سطح دریا که در حدود 4500 Cal است (برای مثال مراجعه کنید بهNunn and Peltier 2001) و دیگری که در حدود 6500cal است که نشان دهنده شروع رویدادهای 1300 سال پس از میلاد مسیح است (Nunn 2000). هم چنین مطالعات موفقیت آمیزی در ضمینه ایزوتوپهای مقاوم در مرجانهای دارای عمر طولانی وجود دارد. اینها باعث ثبت اطلاعات آب و هوایی سودمند قدیمی در مناطق کلیدی مانند اقیانوس آرام جنوبی میشود .(Quinn et al. 1993) مطالعات زیادی بر روی مدل سازی رابطهای میان صخرههای مرجانی و خطوط ساحلی که اغلب به یکدیگر متصلاند، متمرکز شده است به خصوص در زمینهای تولید رسوبات، دینامیک تالابها، تغذیه ساحل و فرسایش خط ساحلی. مطالعات مفیدی توسط
(Munoz-Perez et al 1999)
و Hearn and Atkinson 2001)) انجام شده است.. برای مثال واضح است که در طول بسیاری از سواحل گرمسیری، صخرههای مرجانی، تولید کنندههای اصلی رسوبات با دانه بندی خوب هستند که در نزدیک سواحل تولید میشوند وقتی صخرههای مرجانی شروع میکنند به تجزیه شدن این سواحل از رسوب خالی شده و بی ثبات میشوند.
تاثیر انسان در صخرههای مرجانی(Human impacts on coral reefs)
اخیرا میزان شکنندگی اکوسیستمهای صخره مرجانی مشخص شده است. همچنین میزان تاثیرپذیری آنها و یا این که چقدر انواع مرجانها نسبت به تاثیرات انسانی چه مستقیم و یا غیرمستقیم، آسیب پذیر هستند (Hearn and Atkinson 2001). اخیرا شواهدی ارائه شده که نشان میدهد اولین ساکنان بشر در مجموعه جزایر دور اقیانوس آرام، حدود 3000 سال پیش میباشد که سهوا با خودشان ارگانیسمهای بیگانهای را آوردهاند که صخرههای مرجانی را تصرف کرده و باعث توقف رشد سطحی صخرهها برای چند صد سال شدهاند (Nunn 2001).
انسانهای مدرن تاثیرات ملموستر و قابل فهمتری میگذارند. اینها شامل تاثیرات مستقیم هستند که از استخراج زیاد ارگانیزمهای صخرهای مرجانی (شامل مرجانها میشوند) به منظور نگهداری و یا فروش گرفته، تا منفجر کردن مرجانهای آبی به منظور صید بیشتر ماهی، که عموما باعث ایجاد آسیب به ساختار ساختمان مرجانها میشود.
تاثیرات غیر مستقیم از آلودگیها است که شامل ورودی بیش از حد رسوبات و داخل شدن آن به نواحی نزدیک ساحلی است مانند آلوده کنندههای شیمیایی که از فرآیندهای معدنی و یا دفع زبالهها حاصل میشود. بسیاری از صخرههای مرجانی به دلیل چنین تاثیراتی تجزیه میشوند، که در نتیجه اثر شدید آن اشکار است مانند خسارت به مرجانها و ارگانیسمهای وابسته به صخرههای مرجانی، و باعث کاهش تنوع گونهها میشود. مسلما ارگانیسم های بادوام مانند علفهای دریایی و انواع جلبکها (مخصوصا هالمیرا) اغلب صخرههای مرجانی تخریب شده را میپوشانند. گاهی تخریب صخرههای مرجانی اجازه داده صخرههای مرجانی منبع تغذیه مثل ستارههای دریایی پوشیده از تیغ شده و دسترسی کافی باعث هجوم بیشتر آن میشود که فرآیند تخریب را تشدید میکنند. صنعت توریسم در سواحل گرمسیری اغلب در صخرههای مرجانی متمرکز شده است، حدود 80 درصد بازدیدکنندگان به مالدیو در سال 2001 خواستار غواصی کردن بر روی این صخرهها بودهاند.
در حالی که صنعت توریسم وابسته به این صخرههای مرجانی میتواند قابل تحمل باشد، در بسیاری از موارد این گونه نیست به دلیل تاثیرات زیربنای ساختار توریستی و فاضلابهای در دست احداث به هنگام ساخت هتلها و محلهای عبور و مرور، میباشد بهخصوص در محلهای که سلامت اکوسیستمی صخرهها را کاهش میدهد. اولین مرحله حفاظت از صخرههای مرجانی، شامل ایجاد مناطق محافظت شده دریایی است که اغلب با نیت خوب بوده اما تاثیر گذار و اثر بخش نبوده است.
مثالهای خوبی از این مورد در قسمتهایی از کارائیب و جزیرههای گرمسیری اقیانوس آرام مشاهده میشود. در این مناطق فکر حفاظت از دریا برای مردمی که عادت به استفادهی رایگان از مناطق صخرهای به منظور گشت و گذار دارند، ترد شده میباشد (Birkeland 1997).
آینده صخرههای مرجانی و تاثیرات در ژئومورفولوژی
(The future of coral reefs and the imlication for geomorphology)
بسیاری از اکوسیستمهای صخرههای مرجانی به میزان قابل مشاهدهای، تخریب شدهاند که این تحت تاثیر انسان است (به قسمت بالا مراجعه شود). بسیاری از صخرههای مرجانی، اکنون به سوی انقراض پیش میروند که این به دلیل فشار زیاد همرا با بالا رفتن دمای سطح دریا میباشد(Hoegh-Guldberg 1999). فشار در سطوح بالا اغلب باعث میشود که مرجانها سفید شده و باعث از بین رفتن رنگ آنها میشود که باعث دفع کردن موجودات همزی مانند جلبکها و موجوداتی مانند شقایقهای دریایی که با صخرههای مرجانی زندگی میکنند میشود.
صخرههای مرجانی سالم در نتیجه اتفاق سفید شدن امکان دارد از بین بروند. و نمونههایی وجود ندارند که صخره های مرجانی سفید شده بتوانند به حالت اولیه خود بازگردند. چنانکه گرمایش سطح دریا در طول چند دههی آینده ادامه پیدا میکند، بنابراین نمونههایی سفید شده که ناشی از دورههای طولانی با دمای بالا( اغلب همراه با ال نینو است) رو به افزایش است. صخرههای مرجانی سدی بزرگ احتمالا دستخوش تغییرات نامعمول سفید شدن در سال 2030 میشوند.
تاثیرات سفید شدگی مداوم برای صخرههای مرجانی بسیار جدی میباشد و تاثیرات بزرگی را برای بسیاری از ساکنین نواحی گرمسیری و معیشت آنها خواهد داشت. اشخاصی که معاش روزانه خود را از صخرههای مرجانی تامین میکنند و کشورهای که وابستگی زیادی به درآمد حاصل شده در نتیجه توریسم وابسته به صخرههای مرجانی دارند. این تاثیرات در چشماندازهای ساحلی با کاهش شدید ورودی در میزان رسوبات آهکی ریز در مناطق مرجانی تالابی گسترش پیدا میکنند ممکن است خیلی از سواحل در این نتیجه ناپدید شوند.
در نتیجه این تغییرات آسیب پذیری سواحل شنی را افزایش میدهد و فرسایش میدهد، همچنان تاثیر میگذارد در بزرگی امواج عبوری از صخرههای مرجانی که در واکنش به پروسه بالا رفتن سطح آب دریا نمیتوانند به طرف بالا رشد کنند (Birkeland 1997).
References
Birkeland, C.E. (ed.) (1997) Life and Death of Coral Reefs, New York: Chapman and Hall. Bryant, D., Burke, L. and McManus, J. (1998) Reefs at Risk: A Map-based Indicator of Threats to the World’s Coral Reefs, Washington, DC: World Resources Institute.
Chappell, J. (1983) A revised sea-level record for the Last 300,000 years from Papua New Guinea, Search 14, 99–101.
Darwin, C.R. (1842) Structure and Distribution of Coral Reefs, London: Smith, Elder.
Flood, P.G. (2001) the ‘Darwin Point’ of Pacific Ocean Atolls and guyots: a reappraisal, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 175, 147–152.
Grigg, R.W. (1988) Paleoceanography of coral reefs in The Hawaiian–Emperor chain, Science 240, 1,737–1,743.
Grigg, R.W. and Hey, R. (1992) Paleoceanography of The tropical eastern Pacific Ocean, Science 255, 172–178.
Hearn, C.J. and Atkinson, M.J. (2001) Effects of sealevel Rise on the hydrodynamics of a coral reef lagoon: Kaneohe Bay, Hawaii, in J. Noye and M. Grzechnik (Eds) Sea-Level Changes and their Effects, 25–47, Singapore: World Scientific Publishing.
Hoegh-Guldberg, O. (1999) Coral bleaching, climate Change and the future of the world’s coral reefs, Review of Marine and Freshwater Research 50, 839–866.
Lincoln, J.M. and Schlanger, S.O. (1987) Miocene sealevel Falls related to the geologic history of Midway Atoll, Geology 15, and 454–457.
Munoz-Perez, J.J., Tejedor, L. and Medina, R. (1999) Equilibrium beach profile model for reef-protected Beaches, Journal of Coastal Research 15, 950–957.
Neumann, A.C. and MacIntyre, I. (1985) Reef response To sea-level rise: keep-up, catch-up or give-up’, in Proceedings of the 5th International Coral Reef Congress 3, 105–110.
Nunn, P.D. (2000) Illuminating sea-level fall around AD 1220–1510 (730–440 cal. yr BP) in the Pacific Islands: Implications for environmental change and cultural Transformation, New Zealand Geographer 56, 46–54.
——(2001) Ecological crises or marginal disruptions: The effects of the first humans on Pacific Islands, New Zealand Geographer 57, 11–20.
P.D. and Peltier, W.R. (2001) Far-field test of the ICE-4G (VM2) model of global isostatic response to Deglaciation: empirical and theoretical Holocene sealevel Reconstructions for the Fiji Islands, Southwest Pacific, Quaternary Research 55, 203–214.
Pirazzoli, P.A., Radtke, U., Hantoro, W.S., Jouannic, C., Hoang, C.T., Causse, C. and Best, M.B. (1991) Quaternary raised coral-reef terraces on Sumba Island, Indonesia, Science 252, 1,834–1,836.
Quinn, T.M., Taylor, F.W. and Crowley, T.J. (1993) A 173 stable isotope record from a tropical South Pacific coral, Quaternary Science Reviews 12, 407–418.
SEE ALSO: atoll; fringing reef; reef
PATRICK D. NUNN (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CORNICH - کورنیش (مسیری که بر لبه پرتگاه تشکیل میشود)
کورنیش ها ساختمانی با برآمدگی ارگانیک باریکی هستند، عرض آنها بین 5/0 تا 2 متر میباشد، که در سطوح صخرهای شیب دار تشکیل میشود و در حدود ارتفاع سطح دریا هستند. بهترین نمونه آنها سنگ آهکی است که شیاردار هستند (به قسمت شیارهای دریا، سواحل مراجعه کنید).در منطقه اسپری شده آب دریا توسعه مییابند. کورنیشها در قسمت شمال غربی دریای مدیترانه شامل جلبکها، بخصوص الگ های آهکی. هرچند کرم های سرپولید(serpulid) (به ریفتهای سرپولید مراجعه شود) یا کرمها یا شکم پایان و شکم پایان لولهای شکل، میتوانند نقش مشابهی را ایفا کنند.
هرچند قسمتهای داخلی آنها در اکثر موارد نسبتا سخت هستند، کورینچها نمیتوانند در مقابل امواج سهمگین مقاومت کنند و بهترین حالت رشد آنها در خلیجها در خط ساحلی که با دریایی آزاد در ارتباط است.
Reference
Trenhaile, A.S. (1987) the Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
- CORROSION خوردگی (انحلال)
خوردگی با کلمهی فرسایش انحلالی مترادف است، فرسایش مواد بر اثر فعالیتهای شیمیایی است. اکثر مطالعات در زمینه خوردگی محدود به کربناتها است و این مساله هدف اصلی در این مطالعات میباشد. هرچند نظریات مشابهی در زمینه تبخیر و تخمین میزان خوردگی سنگ گچ که مخصوصا مشکل ساز است به این دلیل که انحلال سریع آن مخصوصا بیشتر و تغیر پذیرتر است.
میزان خوردگی سریع و به صورت میلیمتر بر 1000(a) نشان داده میشود. کل عمل خوردگی فرسایش منجر به پایین آوردن سطوح شده و هم چنین شرایط محیطی (زیست محیطی) همانگونه که در هزار سالهی اخیر وجود داشته، باقی مانده است. مطلب قبلی نادرست میباشد، خصوصا در کارست در حالی که مطلب دوم نیز بسیار قابل تامل است. واحد مورد نظر و مساوی با است.
در اینجا سطح پایین آمده و به طور مستقیم اندازهگیری شده پس واحدهای از مناسب است میزان خوردگی سنگ آهک ممکن است با استفاده از اطلاع از عوامل انحلال، رواناب، دی اکسید کربن و درجه حرارت تخمین زده شود، اما در اینجا نیاز به اندازهگیریهای میدانی برای تهیه کردن مقدار واقعی از ناحیهای رخنمون شده است، تا نسبت به مقایسه کردن میزانها در مغایرت محیطها و به وسیله تفاوت فرایندها، به سوی درک تحول لندفرمها و درک چگونگی عمل کرد فرآیندها در یک محیط طبیعی پیچیده در مقایسه با کارهای آزمایشگاهی انجام میدهیم. زمانی که نتایج مطالعات گذشته را مورد ارزیابی قرار دهیم، مهم است که بفهمیم چه چیزی دقیقا اندازهگیری شده و میزان خوردگی چگونه محاسبه شده است. بیشتر اندازهگیری میدانی از خوردگی کربنات کارست مبنی بر نمونههای مکانی رخنمون شده از طریق فرمول پیشآمدگی تخمین زده می شدهاند. این مسئله مشکلاتی به همراه دارد، سه مورد خیلی مهم عبارتند از تراکم کربنات که اغلب از نقاط محدودی اندازهگیری شده است، با فرض یک رابطه خطی بین منحنی کربناتها و حجم آنها برقرار است. در نتیجه رخنمون شدن کارست ناشی میشود و اندازهگیری آنها معمولا تنها در یک نقطه انجام میشود، معمولا خروجی حوضه آبخیز، با فرض نشاندهنده شرایط بالا دست جریان رودخانه است.
جایی که نمونههای آب با در نظر گرفتن شرایط روند جریان، جمعآوری شده است و مسلما رابطهی غیر خطی بین ظرفیت انحلال و حجم برقرار است در حوضههای آبخیز کوچک ممکن است به وسیله اثرات (hystcresis) پیچیده شده باشند. معمولا غلظتهای بالاتر هر واحد دبی در شاخه بالا میرود.
در واقع این غیر ممکن است که منحنی هیستریس را اصلاح کرد، اما بوسیله جمع آوری نمونهها در طول یک رنج دبیها برای ایجاد یک تمرکز دبی قابل اطمینان یا منحنی میزان دبی تخلیه شده ممکن میشود. و این نتایج برای بدست آوردن مجموع سالانه بار محلول جمع آوری شود. دقت بیشتر ممکن است با استفاده از یک متر رسانای ورودی توسعهی یک منحنی میزان غلظت رسانایی و با استفاده از این برای پیش بینی غلظت در هر دبی اندازهگیری شده بدست آورده شود.
برای محاسبه کردن کل بار محلول موجود (tsl) در یک نقطه، تشخیص دهیم که خوردگی صخرههای کارستی توسط آبهای اتوژنیک (ckau) و آب های آلوژنیک (ckal) هر رسوب گذاری کمتری نسبت به مواد حل شده قبلی (D)، همراه با خوردگی صخرههای غیر کارستی توسط آبهای آلوژنیک(CNK)، افزایش مواد محلول در زمان بارش برف و باران(AC) و هر ورودی وابسته به انسان مانند کودهای (AN) تشکیل شده است. ناخالصی محلول کارست(CKAU + CKA1) است، در حالی که محلول (CKAU + CKA1-D) است. در اینجا کربنات های حل شده توسط بارش های قبلی جزئی است، سپس محلول خالص و ناخالص مشابه خواهد بود، اما در جای دیگر عدم موفقیت جهت محاسبه برای نهشته به دلیل رسوب گذاری ممکن است منجر به بی توجهی به اهمیت دادن رخنمون ناخالص شود، در حالی که این رخنمون ناخالص یک اندازه گیری واقعی از انتقال به ما نشان میدهد. میتوان به سیله توسعه روش توازن هیدروشیمیایی مطرح شده در قسمت بالا نام برد، بدست آورد.
نمونه های آب از روی تمام ناحیه موقعیت سطوح سنگ آهکی رخنمون شده، ناحیه خاک، ناحیه قشر زیر جلدی ، سنگ بستر و نهرهای داخل غار در مناطق آب زیر قشری و سطح ایستابی جمع آوری شده و همه اینها به همراه محاسبه درجه آب جریان یافته در منطقه معبر آب زیر قشری در میان سیستم، اجازه فروپاشیدن کل توازن خوردگی را میدهند. این دسته مطالعات اندک نشان میدهند که نسبت زیادی از خوردگی (50 تا 80 درصد).
در چندین متری از سطح خاک (اگر وجود داشته باشد) و در مناطق زیر قشری (روی سنگ بستر) رخ داده است. غارها سهم بسیار کوچکی در فرسایش دارند وقتی که در سراسر حوضه آبریز به طور یکسان پراکندهاند. مشکل اصلی در روش هیدروشیمیایی این است که مستلزم اندازهگیری مکرر و پیوسته، اندازه گیری دبی و نمونه به مقدار کافی برای ساختن الگو و اندازه شدت نوسان در انحلال است. به دلیل اینکه این مسئله همیشه روش جایگزین ممکن نبوده است که بتواند فرسایش را در طول دورهی زمانی طولانی نتیجه گیری کرد. دو روش مورد استفادهی زیاد متد اندازهگیری و فرسایشی و دیگری تخته سنگها هستند. برعکس روش هیدروشیمیایی این بسیار منحصر به موقعیت بوده و ممکن است تنها به منظور تعیین میزان خوردگی در سطوح آهکی عریان، منطقه خاک، منطقه مشترک خاک و سنگ بستر و جریانات غار مورد استفاده قرار گیرد. سنگها به منظور تخمین زدن دو دسته از حجم، کمتر از آن دسته از محاسبات که با استفاده از دادههای هیروشیمیایی بودهاند. توضیح خیلی محتمل آن، این است که سطوح سنگهای طبیعی در تماس با حجم بیشتری از آب میباشند تا تخته های سنگهای مجزا، و تنها به این دلیل که بزرگترین عضو جانبی جریان میباشند. بنابراین دو روش اندازهگیری اساسا پدیدههای متفاوتی هستند و روش هیدروشیمیایی تنها وسیلهی مطمئن برای تخمین میزان خورندگی در سطوح سنگ آهکی میباشد. مشکلات گوناگون دیگری به وجود میآیند مانند اینکه اگر در جریانات غار قرار گرفته باشند آنها از سطح طبیعی خود بالاتر هستند در نتیجه احتمال فرسایش بسیار سریعتر آنها وجود دارد. همچنین احتمال دارد، آنها دچار فرآیند ساییدگی و همچنین خوردگی شوند، هرچند میتوان از آن استفاده کرد که با گذاشتن تختههای در قفس های نایلونی با منفذهای به اندازههای مختلف و میزان خوردگی مقایسه شود.
Further reading
Dreybrodt, W. (1988) Processes in Karst Systems: Physics, Chemistry and Geology, Berlin and NewYork: Springer.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
White, W.B. (1984) Rate processes: chemical kinetics and karst landform development, in R.G. LaFleur (Ed.) Groundwater as a Geomorphic Agent, 227–248, London: Allen and Unwin. SEE ALSO: dissolution
JOHN GUNN (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
COSMOGENIC DATING - تاریخگذاری پیدایش (کیهانی)
به یک تعداد از روشها و تکنیکها برای تخمین سن لندفرمها و میزان فرساش آنها را تاریخگذاری کیهانی گویند. که بر مبنای ایزوتوپهای نادر از کانیها توسط اشعههای کیهانی ایجاد شدهاند. اولا، اشعههای کیهانی عمدتا از ترکیب و واکنش پروتونها تا حد زیادی با انرژی بالا که در تقابل با گازهای موجود در اتمسفر زمین است، که باعث ایجاد بارشهای ذرات درون اتمی مثل نوترون و الکترون میشوند. دوما، اشعههای کیهانی باعث واکنشهای هستهای در سطح زمین شده که باعث تولید انرژی هستهای کیهانی شدهاند. در طول پرتو دهی سطحی یا متناوبا میزان فرسایش سطحی، از تراکم اتمهای انرژی اجزای شیمیای داخل هسته کیهانی در لندفرمها تخمین زده شده است. هستهای کیهانی یافت شده کاربرد گستردهای در ژئومورفولوژی دارند(جدول 9). این ایزوتوپها مقاوم از گازهای آزاد هلیوم و نئون ( Ne21 و He3) و ایزوتوپهای رادیو اکتیو بریلیوم، کربن، آلومینیوم و کرولاین(CL36,AL26,C14,Be10)هستند. اجزای شیمیای داخل هستهC14, Be10,CL36 را همچنین در اتمسفر با استفاده از اشعه های کیهانی تولید میشوند. بهترین نمونه های معروف تولید شده در اتمسفر C14 است که مبنای تاریخگذاری رادیو کربنها را تشکیل میدهند.( به قسمت روشهای تاریخگذاری مراجعه کنید). برای جلوگیری از ابهامات ، باید گفت که اجزای شیمیایی داخل هستهها منظم در سطح جامد سطح زمین هستند که به آنها اجزای شیمیایی داخل هسته کیهانی زمینی گفته میشود(TCN). اکثر تولیدات TCN از طریق تقسیم شدن نوترونها ایجاد میشود(Lal 1991).
تقسیم شدن TCN زمانی اتفاق میافتد که دو نوترون با انرژی بزرگتر از 10Mev با هستههای مرکزی نشانه گیری میشود در هسته کانی های منظم و پروتونها، نوترونها و یا دستههای این ذرات هستهای مرکزی شکسته شوند.
جدول9: خصوصیات نوکلیدهای کازموژنیک زمینی تولید شده
نوکلاید |
میانگین طول عمر |
گروه مواد آلی میزبان |
He 3 |
مقاوم |
الیوین، کلینوپیروکسن |
Ne 21 |
مقاوم |
کوارتز،الیوین، کلینوپیروکسن |
Be 10 |
M yr 2/2 |
کوارتز |
C 14 |
K yr 0/82 |
کوارتز و کلسیت |
Al 26 |
Myr 1/5 |
کوارتز |
Cl 36 |
Kyr 430 |
کلسیت، دولومیت،و دیگر سنگها
, کل صخره ها |
بقایای خرد شده، همواره از یک ایزوتوپ که تشکیل شدن از ذرات با تعداد کمتر مورد نشانهگیری قرار میگیرند. از آنجایی که نوترون به اعماق سنگها نفوذ نمیکنند، اکثر نوترونهای خرد شده در یک متری سطح واقع شدهاند. نوترونهای دمای(انرژی حدود 250/0 ev) بوسیله بیشتر هستههای هدف قرار گرفته جذب شده، باعث تجزیه رادیواکتیو و باعث ایجاد ایزوتوپهای کیهانی میشود. تولید نوترونهای حرارتی برای کازموژنیک CL36 بسیار اهمیت دارد. میونها همچنین، نوکلیدهای کازموژنیک تولید کرده اما به میزانی بسیار کمتری از نوترونهای خرد شده تولید کرده است. میونها خیلی بیشتر از نوترونها نفوذ میکنند و مقدار قابل اندازهگیری از اجزای شیمیایی داخل هسته را در اعماق بیش از 20 متر، تولید میکنند (Granger and Muzikar 2001).
میزان تولید اجزای شیمیایی داخل هسته در تمامی مکانیسمهای واکنشی پایین است که (در سطح دریا و عرض جغرافیایی کمتر از 60 درجه) از حدود 5 تا 6 اتم برای تا حدود 120 اتم برای ، میباشد. اشعههای کیهانی به دلیل اتمسفر و زمینهای ژئومغناطیس ضعیف شده، متعاقبا میزان تولید آنها به طور قابل توجهی با در نظر گرفتن ارتفاع و عرض جغرافیایی متغیر میباشد.
به همین دلیل، میزان تولید TCN همواره برای سطح دریا و عرض جغرافیایی بالا بیان میشود و با جهت طول و عرض جغرافیایی سایتهای مطالعاتی با استفاده از رویکردهای تجربی، قیاس و سنجیده شده است Stone 2000; Dunai 2000) (Lal 1991;
میزان تولید باید برای نتایج TCN قابل اطمینان و دقیق مشخص شده باشد. این کار بسیار مشکل است زیرا دو اثر محافظتی اتمسفر و میدان مغناطیسی زمین در طول زمان قابل تغییر میباشند. در نتیجه سایتهای درجهبندی شده، غلظت TCN در دادههای مستقل سطح ژئومورفیک با میزان فرسایش نزدیک به صفر مانند جریانات لاوا، فرسایش یخچالی در سنگ بستر یا زمینلغزشهای بزرگ سنجیده میشود. استفاده از TCNها به دو دستهی اصلی تقسیم میشود، تاریخگذاری پرتوگیری سطح و اندازهگیری میزان فرسایش. دو کاربرد حاصل از نتیجه مدل با میزان دقت بالا به صحت فرضیات آسان شده وابسته است. به هنگام تاریخگذاری پرتودهی، شرط اول این است که سطح ژئومورفیک باید در دوره زمانی کوتاه مدت شکل گرفته باشد. نمونههایی از چنین سطوحی شامل شیب تند گسلها، سراشیبی خندق( به گسل و گسلهای سراشیبی گسلها مراجعه شود) و لندفرمهای حاصل از گدازههای آتشفشانی، زمین لغزشها و تخته سنگهای سرگردان، میباشد. توسعه شکلگیری سطحها در دورههای زمانی طولانی، دارای غلظت اجزای شیمیایی داخل هسته کیهانی که در دورههای با میزان فرسایش بیشتر تغییر میکنند. دومین شرط این است که سطوح ژئومورفیک عاری از هر گونه TCN در طول زمان سطوح شکل گرفته باشند. بقایا TCN بعد از دورههای از پرتودهی سطح بوده و به عنوان بقایای اتمهای گوناگون هسته است.
جریانهای گدازه آتشفشانی و دورههای نامنظم یخچالی بزرگ معمولا دارای اجزای شیمیایی داخل هسته کم یا بدون آثار آن هستند. شرط آخر، به منظور تاریخ گذاری دقیق سطوح در معرض قرار گرفته این است که اول ساختمان سطوح ژئومورفیک باید در طول دورهای در معرض پرتودهی قرار گرفته باشد و همانگونه که بوده نگهداری و حفاظت شود. میزان فرسایش باید یا مشخص و یا بر فرض صفر یاشد. بنابراین تاریخگذاری سطوح در معرض قرار گرفته نیازمند آنالیز دقیق دورنمایی و نمونه برداری از سطوحی که دارای میزان کم فرسایش هستند، میباشد. شرط میزان نزدیک به صفر فرسایش، وسعت سنیابی در تاریخگذاری در معرض قرار گرفتن TCN را محدود میسازد. در اغلب محیطهای ژئومورفیکی، سنیابی دقیق سطوح، بین حدود 5000 سال تا کمتر از 100000 سال بوده است.اندازهگیری سنین کمتر نیازمند محدودههای بازرسی کمتر و بوسیله ردیابی برای اندازهگیری TCN است در حالی که سطوح قدیمیتر، اغلب به علت به علت فرسایش و یا دفن شدن در رسوبات از بین رفتهاند. بیابانهای قطبی در قسمت شرقی قطب جنوب قرار دارند جز استثنائات بزرگ هستند. با قدمت حدود 5 میلیون سال در معرض قرار گرفتند. درستی سنیابی زمان در معرض قرار گرفتن و میزان فرسایش که با استفاده از خطاهای تحلیلی و تغییرات در ایزوتوپهای تخمین زده میشود اما معمولا میانگین آن بین3 درصد در 15 درصد است. در مطالعات میزان فرسایش TCN، فرضیه تعادل بین TCN و تولید و از دست رفتن ان به خاطر فرسایش و تجزیه رادیواکتیو ساخته شده است(Bierman and Steig 1996; Granger et al. 1996). تحت چنین شرایطی، زمان و دورههای در معرض قرار گرفتن مهم نیست و غلظت TCN به صورت معکوس با میزان فرسایش، تغییر مییابد. به طور مثال دامنههای با سراشیبی تند با میزان فرسایش زیاد دارای غلظت TCN کمی هستند زیرا زمان کوتاهی در محل مسقر شده و کانیها در منطقه تشکیل شدهاند.
میانگین زمانی لازم برای به توازن رسیدن حاصل میشود. هرچه میزان فرسایش کمتر باشد میانگین زمان طولانیتر میشود. میانگین زمانبندی TCN برای میزان فرسایش از نوع اقلیم معتدل بین حدود 100000 سال تا 5000 سال است. میانگین فرسایش در چنین مقیاس زمانی، روش TCN را به منظور بررسی ارتباط بین اقلیم و تکتونیک و به منظور ایجاد مرز اساس میزان فرسایش نامرتبط با فعالیتهای انسانی ایجاد کرد. دو گونه از نمونهها در مطالعات میزان فرسایش TCN به کار گرفته شده است. نمونههای سنگ بستر که اطلاعات درباره حداقل میزان کاهش چشمانداز و تاثیر زمینشناسی در میزان فرسایش، به ما اطلاعات میدهد. نمونههای رسوبی در تخمین میانگین میزان فرسایش برای حوضه آبریز موثر است. از اینرو جز سادهترین متدها برای تخمین کوتاه مدت میزان فرسایش مانند رسوبگذاری ثانویه مطرح شدهاند. TCN از لحاظ سهولت و هزینهی اندازهگیری، نمونهگیری و دستهبندی کانیها بسیار متغیر هستند. 3HE, 2LNe تخمین زده شدند در زبری و شیب با استفاده از تودههای گازهای آزاد، طیف سنجی که مشابه تکنیکهای مورد استفاده برای مطالعات Ar39, Ar40 اندازهگیری میشوند. این نخستین بار است که به منظور تاریخگذاری سنگهای آتشفشانی و سپس برای مطالعات تغییرات دوره طولانی از چشمانداز محیطی در قطب جنوب که شدت میزان فرسایش کم مستلزم استفاده از اجزای شیمیایی داخل هسته پایدار است(Summerfield et al. 1999). TCN برای Al26, Be 10 بسیار قابل استفاده هستند. این اجزایی شیمیای داخل هسته بسیار شایع هستند زیرا کانی(کوارتز) میزبان آنها هستند در اکثر ساختار زمینشناسی، واکنشهای تولیدی موجود میباشند و نسبتا نیز راحت و قابل فهم هستند و هر دو این اجزای شیمیایی داخل هسته میتوانند در یک نمونه مشابه اندازهگیری شوند. از آنجایی که میانگین طول Be10 و Al26 بسیار متفاوت است (جدول 9). اندازهگیری اجزایی شیمیایی داخل هسته در یک نمونهگیری مشابه میتواند هم میزان فرسایش را و هم طول مدت در معرض قرار گرفتن آنها را محدود کرده و همچنین دورههای زمانی مدفون شدن آنها را نشان میدهد (Lal 1991; Bierman et al. 1999) همچنین ممکن است که این دو اجزای شیمیایی داخل هسته برای تاریخگذاری رسوبات دفن شده مورد استفاده قرار بگیرند (Granger and Muzikar 2001) اندازهگیری Be10 و Al26 با استفاده از طیف سنج تودهای تسریع کننده میباشد. نمونهها مستلزم آماده کردن کوارتز با خلوص بسیار و جدا کردن و تغییر در 10Be جو با اسید هیدروفلوریک دارد. 36Cl نیز بسیار در ژئومورفولوژیکی قابل استفاده است، به خصوص در چشماندازهای آتشفشانی و کربناتی که 10Be قابل استفاده نیستند، کاربرد دارد میزان تولید بسیار کمتر 36Cl، بهینهسازی شدهاند و این در قیاس با سایر TCN است که این به دلیل واکنشهای تولیدی پیچیدهتر است. 36Cl به دلیل شکسته شدن نوترون بر روی K و Ca و همچنین تسخیر نوترونهای حرارتی بر روی 35Cl تولید شده است.میزان تولید به خاطر ساختار سنگ متغیر و مهم بوده و همچنین ردیابی اطلاعات مربوط به عنصرها برای محاسبهی میزان آنها الزامی است. AMS همچنین برای اندازهگیری غلظت 36Cl مورد استفاده است. کربن 14 تولید شده در محل نتوانسته است خیلی در ژئومورفولوژی کاربرد داشته باشد که این به دلیل مشکلاتی است که آلودگیهای جوی را از یکدیگر جدا میکند. هرچند کاربردهای این اجزای شیمیایی داخل هسته احتمالا افزایش خواهند یافت. میانگین طول عمر کربن 14بسیار کمتر از سایر TCN ها است، بنابراین به هنگام ترکیب Be و 10Al محاسبه میشود و میتواند در ایجاد تخمین میزان صحیح فرسایش و فهمیدن طول دورههای تدفین توسط رسوب یا یخ مورد استفاده قرار گیرد.
References
Bierman, P.R. and Steig, E.J. (1996) Estimating rates of Denudation using cosmogenic isotope abundances in Sediment, Earth Surface Processes and Landforms 21, 125–139.
Bierman, P.R., Marsella, K.A., Paterson, C., Davis, P.T. And Caffee, M. (1999) Mid-Pleistocene cosmogenic Minimum age limits for pre-Wisconsin glacial surfaces in southwestern Minnesota and southern Baffin Island: a multiple nuclide approach, Geomorphology 27, 25–40.
Dunai, T.J. (2000) Scaling factors for production rates of in situ produced cosmogenic nuclides: a critical Reevaluation, Earth and Planetary Science Letters 176, 157–169.
Granger, D.E. and Muzikar, P.F. (2001) Dating sediment Burial with in situ-produced cosmogenic nuclides: Theory, techniques, and limitations, Earth and Planetary Science Letters 188, 269–281.
Granger, D.E., Kirchner, J.W. and Finkel, R. (1996) spatially averaged long-term erosion notes measured from in-situ-produced cosmogenic nuclides in alluvial Sediments, Journal of Geology 104(3), 249–257.
Lal, D. (1991) Cosmic ray labeling of erosion surfaces: In situ nuclide production rates and erosion rates, Earth and Planetary Science Letters 104, 424–439.
Stone, J.O. (2000) Air pressure and cosmogenic isotope Production, Journal of Geophysical Research 105, 22,753–23,759.
Summerfield, M.A., Stuart, F.M., Cockburn, H.A.P., Sugden, D.E., Denton, G.H., Dunai, T. and Marchant, D.R. (1999) Long-term rates of denudation in the DryValleys, Transantarctic Mountains, southern Victoria Land, Antarctica, based on in-situ produced cosmogenic 21Ne, Geomorphology 27, 113–130.
Further reading
Bierman, P.R. (1994) Using in situ produced cosmogenic Isotopes to estimate rates of landscape evolution: A review from the geomorphic perspective, Journal of Geophysical Research 99, 13,885–13,896.
Cerling, T.E. and Craig, H. (1994) Geomorphology and In-situ cosmogenic isotopes, Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences 22, 273–317.
Gosse, J.C. and Phillips, F.M. (2001) Terrestrial in situ cosmogenic nuclides: theory and application, Quaternary Science Reviews 20, 1,475–1,560.
WILLIAM M. PHILLIPS (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
- COULEE آبکند (مسیله خشک)
در شمال غربی امریکا آبکند (به فرانسه : Coulee به معنی به جریان افتادن) کلمهی کاملا متداولی است که به منظور توضیح یک درههای خشک و یا جریان آب خشک شده استفاده میشود. اکثر آبکندها در زمان آخرین دوره یخچالی بوسیله حجم دبی بزرگی از آبهای ذوب شده به خصوص در اثر تخلیه دریاچههای پریگلاسیر شکل گرفتهاند(Bretz 1969.. Selby 1985: 458) آبکندها ممکن است از بسترهای آبی و نهرهای متناوب و پایینتر از رودخانهها عمیق شده باشند.گروهی از آبکندها موازی در آلبرتای جنوبی، کانادا، احتمالا بر اثر هم تراز بودن منطقه به هم پیوسته و در یک ردیف قرار گرفتهاند (Babcock 1974). و یا ممکن است شکل گرفته باشند در دوره بعد از یخبندان در اثر فرآیندهای مانند امتداد بادهای متداول شکل گرفتهاند(Beaty 1975). واژه آبکند کاربرد دارد برای توصیف یک قطعه کوتاه و چسبناک ماگما که واقع شده در دامنه آتشفشان و یک قطعه از واریزه که بوسیله جریانات گلی حرکت کرده است که این تعریف زیاد متداول نیست.
References
Babcock, E.A. (1974) Photolineaments and regional Joints: lineament density and terrain parameters, South-central Alberta, Bulletin of Canadian Petroleum Geology 22, 89–105.
Beaty, C.B. (1975) Coulee alignment and the wind in Southern Alberta, Canada, and Geological Society of America Bulletin 86, 119–128.
Bretz, J.H. (1969) The Lake Missoula floods and the Channelled scablands, Journal of Geology 77, 505–543.
Selby M.J. (1985) Earth’s Changing Surface, Oxford: Clarendon Press.
ROBERT J. ROGERSON (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
COVERSAND – ماسه پوش
این کلمه اصالتا هلندی است که برای پهنههای ماسهای رسوب کرده که توسط باد روی رسوبات قدیمیتر قرار گرفته است بهکار برده میشود. طبیعت کلی آن باعث شده است که برای گونههای مختلف نهشتهها به کار برده شود. هرچند عموما کاربردش در زمینه رسوبهای سطح ماسه ای که دارای منشا بادی در اقلیم سرد میباشد. (به ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مراجعه شود) اخیرا ثابت شده به دلیل ترک خوردن در اثر یخبندان و شکافهای یخ زده، جدا شدن و فشرده شدن گوههای یخی تشکیل میشود. (به گوههای یخی و ساختارهای مربوط به آن مراجعه شود) و همچنین شواهدی مثل گردهها و حشرات که در رسوبات یافت شدهاند به اثبات رسیده است. منشا بادی پوششهای شنی که بر اساس آنها میزان همشیبی آنها با شکلگیری ریگهای روان(مراجعه شود به ریگهای روان و بادی) مطابقت دارد. سنگهای که در اثر فرسایش بادی خشن و هموار شدهاند و یا خصوصیات ذرات(کانیشناسی، طبقهبندی و گردشدگی، پوشش سطحی و بافت) مطابقت میدهند در حالیکه سطوح برجسته ناشی از باد، پوششهای شنی میتوانند ترکیب شده باشند از ترکیب قطعات و ماسه به جا مانده از شکلگیری دیگر فرآیندها مانند برف ساب و یا بادی و رودخانهای تشکیل شده باشند (به فعالیتهای برفی-بادی مراجعه شود).
پوششهای ماسه ای در شمال اروپا (Schwan 1988) و قسمت میان قارهای شمال امریکا هرچند چیزی از بقایای آن باقی نمانده، فراگیر بوده و به وسعت بالغ s 10000 بر کیلومتر مربع توسعه یافته است بطوریکه تقریبا مخصوصا صفحات بهم پیوسته و با سطح هموار و موج دار(کمتر از 5 متر) بوده برجستگیهای کم و قابل توجه از تل ماسهها، وجود دارند (Koster 1988). این موضوع پوشش شنی را از رسوبات شنی جدیدتری که خاکریزهای مانند ماسههای روان در هلند، مجزا میسازد(Koster et al 1993).
پوشش ماسه ای معمولا از ضخامت یکسان تا حدود چندین متر برخوردار هستند، تنها در درهها، رسوبات مجاور سدهای توپوگرافی ضخیمتر هستند پوششهای ماسه ای همچنین تمایل دارند به صورت افقی طبقه طبقه میباشند که از بسترهای نازک تشکیل شدهاند که ساختار آنها از تپههای ماسه ای ساحلی با بسترهای با زاویه زیاد (به تپههای ماسهای ساحل رجوع کنید)، ماسهها در عرض بستر، نهشتهها از طریق موجدار شدن ماسههای رودخانهای تفکیک میشوند. بررسی دقیق لایه بندی پوشش ماسهای در اروپا منجر به طبقهبندی پوشش ماسهای به دو دسته شده است که هر یک نیز مجددا به دو شاخه دیگر تقسیم شدهاند. گروه اول شامل: پوششهای ماسه ای قدیمی نوع اول و دوم و گروه دوم: پوششهای جوانتر نوع اول و دوم. پوششهای ماسه ای قدیمی به دلیل تناوب در لایههای بستر با جورشدگی خوب که به صورت موازی لایه لایه شدهاند که با خصوصیات ماسهای لومی ریز مایل به خاکستری و ماسه ریز یا متوسط مایل به زرد مشخص میشود. پوشش شنی قدیمی نوع اول شاهد تغییر شکل در اثر برودت بیشتر و قالبهای گوهی یخ زده به خصوص در لایههای بالاتر، در مقایسه با پوشش شنی قدیمی نوع دوم بوده است. معمولا دو رخساره به وسیله تفاوت در شکل از هم مجزا هستند به طور مثال ماسه سنگهای شهر بیونینجر. پوششهای شنی جوانتر اغلب یک شکل با جور شدگی خوب و لایهبندی موازی با شنهای با اندازه متوسط همراه با ماسههای بزرگ که جز ساختمانی جدا شده و شکل گرفته از یک منشا محلی است. این شنها به ندرت دفن شده و یا بستر سازی آنها منقطع بوده و دارای برجستگی کوتاه میباشد و هیچ نشانی از تشکیل گوه یخی در آن نمیباشد. اولین تفاوت بین دو رخساره پوشش شنی جوان در ساختارهای رسوبی آنها است که نشان دهنده پوشش شنی جوانی نوع دوم در شرایط و محیطهای خشکتری رسوب نموده است.
شواهد ناقص موجود حاکی از آن است که پوششهای شنی در طول چندین دورهی یخبندان پلیستوسن رسوب کرده است و تنها به آخرین دورهی یخبندان منحصر نمیشود. در محدودهی شمالی باقی مانده اما گسترده پوششهای شنی اروپایی که در بریتانیا، هلند، آلمان، دانمارک، لهستان و بالتیک به طور وسیعی یافت شدهاند، موقعیت بیشترین ورقههای یخی در اواخر ویشزلونین(دوسنین) بسیار منطبق بوده است. در کل، دههی اخیر فعالیتهای پوششهای شنی در شمال غربی اروپا، پس از اخرین دوره بین یخچالی، در سرتاسر دوران ویشزلونین به شدت افزایش یافت.
آمار دو فاز اصلی از رسوبگذاری پوششهای شنی منتشر شده است: یکی در حدود 18000 تا 15000 سال پیش(پوششهای شنی قدیمیتر نوع دوم) و یک دوره دیگر با شدت بیشتر بین 14000 تا 11000 سال پیش(پوشش شنی جوانتر) (Koster 1988; Bateman 1998; Singhvi et al. 2001) پوشش شنی قدیمیتر نوع اول به نظر میرسد رسوبگذاری عمده به صورت مجزا پدیدار شده است اما همزمان با، رسوبگذاریهای گسترده لس در شمال غربی و شرقی اروپا بوده که بیشتر رسوبگذاری تنها قبل از آخرین دوره حداکثر یخچالی و پدیدار شده تقریبا 13000 سال قبل تثبیت شده است
(Singhvi et al. 2001). هرچند شواهد همچنین اشاره دارد بر وضعیت و شرایط محیطی و محلی که مشخص نیست، فاز دورههای بادی با پوششهای شنی قدیمیتر مجزا است و مناطق پوشش شنی از نوع قدیمیتر هم چنان در حال رسوب در مکانهایی که به آنها اصطلاحا دوران پوشش شنی جوانتر گفته میشود، میباشند. (Kolstrup et al. 1990; Kasse 1997) ساخت و حفظ پوشش شنهای اواخر ویشزلونین به نظر میرسد که به افزایش منابع شنی به دلیل دورهی یخبندان، پوشش گیاهی پراکنده، برجستگی کم و شن کم به دلیل تناوب دورهای مرطوب، یخچالی رسوبگذاری سطحی ادامه دارد (Kasse 1997). با استفاده از جهتیابی در مورفولوژی تپههای شنی، انحراف بستر و ضخامت واحد، بازسازی جهت بادهای قدیمی(پالئو) مسیر را ساختهاند. پوشش شنی قدیمیتر رسوب کرده به وسیله بادهای نافذ شمال غربی با بادهای غربی و پوشش شنی جوانتر اغلب به دلیل بادهای غربی به سمت جنوب غربی رسوب کردهاند. چنین اطلاعاتی برای آگاهی دادن مدلهای پالئوکلیما در اروپای مرکزی و شمال غربی مورد استفاده است. (E.g. Isarin et al. 1998)
References
Bateman, M.D. (1998) the origin and age of coversand In north Lincolnshire, UK, Permafrost and Periglacial Processes 9, 313–325.
Isarin, R.F.B., Renssen, H. and Vandenberghe, J. (1998) the impact of the North Atlantic Ocean on the Younger Dryas climate in northwestern and central Europe, Journal of Quaternary Science 13, 447–453.
Kasse, C. (1997) Cold-Climate aeolian sand-sheet formation In North-Western Europe (c.14–12.4 ka); a Response to permafrost degradation and increased aridity, Permafrost and Periglacial Processes 8, 295–311.
Kolstrup, E., Grun, R., Mejdahl, V., Packman, S.C. and Wintle, A.G. (1990) Stratigraphy and thermoluminescence Dating of Late Glacial cover sand in Denmark, Journal of Quaternary Science 5, 207–224.
Koster, E.A. (1988) Ancient and Modern cold-climate Aeolian sand deposition: a review, Journal of Quaternary Science 3, 69–83.
Koster, E.A., Castel, I.I.Y. and Nap, R.L. (1993) Genesis And sedimentary structures of Late Holocene Aeolian Drift sands in northwest Europe, in K. Pye (ed.) the Dynamics and Environmental Context of Aeolian Sedimentary Systems, Geological Society Special Publication 72, 247–267.
Schwan, J. (1988) the structure and genesis of Weichselian to early Holocene aeolian sand sheets in W. Europe, Sedimentary Geology 55, 197–232.
Singhvi, A.K., Bluszcz, A., Bateman, M.D. and Someshwar Rao, M. (2001) Luminescence dating of Loess-palaeosol sequences and coversands: methodological Aspects and palaeoclimatic implications, Earth-Science Reviews 54, 193–211.
MARK D. BATEMAN (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CRATER - دهانه آتشفشان (کراتر)
کراترها به شکل کاسه هستند، فرورفتگی تقریبا دایرهای شکل که معمولا به وسیله اثر شدید از انرژی زیاد یا فعالیتهای انفجاری شکل گرفتهاند. یک مشکل ژئومورفولوژیکی اساسی در تشخیص دادن ویژگیهای منشا تشکیل بوسیله آتشفشان یا در مقابل فرآیندهای ناشی از برخورد وجود دارد. فرآیندهای برخوردی باعث وارد کردن ضربه با یک برخورد کیهانی به یک سطح بوسیله شهاب سنگها، ستارههای دنبالهدار و سیارکها میباشند همچنین ممکن است که یک کراتر به دلیل انفجار یک شهاب سنگ یا یک ستاره دنباله دار که در قسمت بالای جو زمین شکل گرفتهاند تشکیل میشوند. حفرههای آتشفشانی معمولا در قلههای مخروطهای آتشفشانی شکل گرفتهاند و ناشی از فورانهای انفجاری و یا تجمع مواد تشکیل شده در اثر فعالیتهای آتشفشانی در یک دیواره نزدیک دهانهی آتشفشانی، میباشند. البته فعالیتهای بشری نیز میتواند باعث ایجاد حفرههای انفجاری شود، شاید شگفتانگیزترین آنها به دلیل آزمایشات هستهای باشد. این مطلب در مطالعات فیزیکی در همین زمینه بسیار خوب مورد بررسی قرار گرفته که در نهایت منجر به پیشرفتهای قابل توجهی در تشخیص فرآیند طبیعی ایجاد حفرهای برخوردی شده است (Roddy et al. 1977). یکی از مباحث بزرگ در ژئومورفولوژی سیارات مربوط به منشا کراترهای روی کره ماه است.
G.K. Gilbert, 1893)) با استفاده از منطق ژئومورفولوژیکی یا بحث کردن در مورد کراترهای ماه که دارای یک منشا برخوردی هستند پرداخته: تا وقتی که در دهه 1930، هرچند اکثر ستاره شناسان تصور میکردند که مدور بودن کراترهای ماه به وسیله یک منشا فرایندهای آتشفشانی است دلیل میآوردند که چیزهای به ماه برخورد کرده که شامل بعضی برخوردهای مورب بوده و آنها مدور نبودهاند. تنها در اواخر قرن 21 علم فیزیک در فرآیندهای تشکیل کراترها به اندازه کافی به آن درک رسید که ثابت کند اکثر برخوردهای مایل یا مورب باعث ایجاد کراترهای مدور و نه بیضی شکل میشود.
با این وجود برخی ستارهشناسان همچنان به بحث و استدلال دربارهی منشا آتشفشانی تا قبل از ماموریتهای آپولو در دهه 1970 پرداختهاند. بازگشت از این ماموریت شواهد مسلمی برای منشا برخوردی برای تقریبا تمامی کراترهای روی ماه بوده است.
کراترهای آتشفشانی (Volcanic craters)
کراترها میتوانند انواع متفاوت فرورفتگی که حاصل فعالیتهای آتشفشانی یا شبه فعالیتهای آتشفشانی که شامل آتشفشانهای گلی، برآمدگیهای حاصل چشمههای آب، چشمههای آب گرم و پینگوهای مسطح شده باشند. ژئومورفولوژی کراترهای آتشفشانی واقعی توسط فیربریدگ Fairbridge,1968)) مورد بررسی قرار گرفت. او فروریختگی پیچیده و ساختارهای انفجاری که در نتیجه کالدراها را تشکیل میدهند و از دیگر انواع کراترهای آتشفشانی تفکیک و جدا میسازد را بررسی کرد.
ماگمای که غنی از سیلیس است تمایل به ایجاد فعالیتهای انفجاری زیاد دارد که نتیجه این فعالیتها تشکیل صخرههای آتشفشانی که قطعه قطعه شده و سنگهای آذرآواری میباشد. گنبدها از سنگهای آتشفشانی با سیلیس زیاد، شامل اوبسیدان است که اغلب کراترهای که قبلا بر اثر فعالیتهای آتشفشانی تشکیل شدهاند را با مواد آذرآواری پر میکنند. فعالیتهای انفجاری ماگمای بازالتی مخروطهای با کراترهای همراه با شکافهای بزرگ و چالههای کراتر متعدد تشکیل میدهد.
یکی از معروفترین آنها هلوماما[1] است که یک حفره کراتر در روی بستر کالدرای کیلاویا [2] ، بر روی یکی از همواره فعالترین آتشفشان روی کره زمین در جنوبیترین نقطهی جزیره هاوایی است. همچنین کراترهای آتشفشانی زیادی بر روی سیارات دیگر وجود دارند، که شامل چشماندازهایی از کالدراهای بر روی آتشفشانهای ونوس، مریخ و آیو(از قمرهای بسیار فعال آتشفشانی سیاره مشتری) میباشند. یکی از انواع خاص کراترها که به آن مور[3] میگویند که این اسم از گویش محلی آلمانی گرفته شده است. در اصل این واژه برای کراترهای حاصل از انفجارهای آتشفشانی نزدیک ایفل، در آلمان به کار برده میشده است. کراترهای مور ممکن است مرتبط باشد با (diaterme)، که این حفرههای آتشفشانی پرشده از سنگهای جوش خورده به دلیل انفجارهای گازی شکل گرفتهاند. همچنین آنها در داخل زمینهای با ژنتیک مخروطهای آتشفشانی روی میدهند، که تنها در طول مراحل انفجاری، توسعه و گسترش مییابند. کراترهای مور معمولا دارای مواد آذرآواری تشکیل شده از فعالیتهای انفجاری آتشفشانی و اغلب دریاچههای در بستر آن ایجاد میشود. آنها عموما به دلیل واکنش صعود گدازههای آتشفشانی با آبهای نزدیک سطح زمین ایجاد شدهاند. ساختار کراتر جالب دیگری نیز وجود دارد که به آن کرارتهای کاذب یا مخروطهای بیریشه میگویند. این کراترهای کاذب ابتدا در ایسلند شناسایی شدند، در جایی که گدازهی بازالتیک جریان داشته بیشتر زیر لایههای از آب و یخ هستند. واکنش بین گدازه آتشفشان و آب موجب ایجاد انفجارهایی آتشفشانی شده که باعث تشکیل کراترها میشود. پیشروی کردن جریان میتواند باعث جدا کردن کراتر یا مخروط شکل گرفته از منشا خود شود. این قبیل عوارض ناحیهای با کمتر از دهها متر یا هزارها متر ضخامت تشکیل میدهد.
مورفولوژی کراترهای برخوردی(Impact crater morphology)
دستاوردهای اخیر عمده در اکتشافات نجومی که در سطح تمامی سیارات در منظومه شمسی بدست آمده نشان داده که آثار کراترهای بسیار بزرگ در اثر برخورد سنگهای آسمانی وجود دارد. اینها در یک حوضهی وسیع در مقیاسهای بزرگ روی دادهاند. کوچکترین آنها میکروکراترها یا چالهها هستند که صخرهها در معرض برخورد سنگهای آسمانی کوچک یا ذرههای غباری کیهانی با شتاب بسیار بالا شکل گرفتهاند. اینها تنها بر روی سطوحی که خالی از اتمسفر هستند شکل میگیرند، که میتواند حتی یک جسم پرتاب شده خیلی کوچک قبل از برخورد بسوزاند. کراترهای ساده بزرگتر هستند، فرورفتگیهای کاسه مانند که روی سطوح زمین تشکیل میشوند. محدوده آنها به چندین کیلومتر رسیده و معمولا قطر دیوارهی آنها تقریبا 5 برابر عمق آنها از قسمت بالایی دیواره تا بستر حفره است.
حفرههای ساده، برای بسیاری از ژئومورفولوژیستها آشنا است زیرا تعدادی از آنها برای جمعآوری مدارک در طول دورهی عملیات فرود انسانها از آپولو بر روی کره ماه به عنوان نمونه بررسی شده است. روی کره زمین یکی از معروفترین کراترهای ساده، حفره برینگر[4] با قطر یک کیلومتر در شمال آریزونا است که به آن کراتر شهاب سنگ نیز میگویند. نکته جالب این است که اختلاف بزرگی بر سر عامل تشکیل آن وجود داشته است که در نهایت (Gilbert 1896) به این نتیجه رسید که منشا آتشفشانی داشته است. علی رغم آن که منشا برخوردی آن نیز بسیار مورد بحث بود. اکثر کراترهای بزرگ در سطح سیاره و قمرها قابل رویت بوده و کراترهای پیچیدهی هستند. آنها دارای دیوارههایی هستند که به خاطر داشتن تراسهایی در سرتاسر لبه داخلی آنها، مشخص میباشند. بستر آنها وسیع و هموار بوده و اغلب یک قله مرکزی در آن وجود دارد. همچنین کراترهای اغلب با قطر چند ده متر تا چند هزار کیلومتر هستند، و به خوبی روی ماه مشاهده میشوند(شکل 28). به دلیل داشتن بسترهای هموارشان و نسبت عرض زیاد به عمقشان، این عوارض اغلب به مانند حوضههای تصادفی توصیف میشوند .کراترها ساختارهای تصادفی بسیار بزرگی هستند همچنین شناخته شدهاند و خیلی از این کراترها دارای حوضههای با چندین حلقه هستند. کراترها دارای چندین حلقهی متحدالمرکز بوده که هر کدام از سطح ناهموار پر از تپهماهور تشکیل شدهاند. بستر این حفرههای استثنایی بسیار بزرگ و اغلب پوشیده از گدازههای آتشفشانی است. قطر آنها میتواند بیش از 2000 کیلومتر و یا بیشتر داشته باشد. تحقیقات اخیر حاکی از آن است که بسیاری از اجسام پرتاب شده که باعث ایجاد کراترهای برخوردی است به صورت گروهی ظاهر میشوند تا به صورت انفرادی، یکی از نمونههای خارقالعادهی این پدیده ستاره دنبالهدار Shoemaker- levy 9 است، زمانی که با مشتری در ماه جولای سال 1994 برخورد کرد به چندین قطعه تقسیم و متلاشی شد. همچنین سیارکها هم ممکن است وقتی با اتمسفر یک سیاره برخورد کنند خرد شوند.
شکل 28: تصویر یک کراتر پیچیده مربوط به ماه که توسط گرو کارل گیلبرت طراحی شده است(1893:243).
عکس 29: حفرههای برخوردی هنبری[5] در مرکز استرالیا، این ساختار زمانی شکل گرفت که یه گروه از شهاب سنگها به سطح زمین اصابت کردند که این حدود کمتر از 5000 سال گذشته بوده است (Milton 1968). بزرگترین حفرهها قسمتی از یک گروه فشرده 4 تایی با قطر حدود 150 متر و عمق 10 تا 15 متر است. به مسیر زهکشها در حفرهها دقت کنید.
بین 150 یا بیشتر سایت برخوردی در کره زمین است بسیاری شامل چندین کراتر متعدد هستند(شکل29). برخوردهای کالی[6] که در استونی در حدود 2400 تا 2800 سال پیش برخورد کرده که شامل 9 کراتر است که بزرگترین آن با عرض 110 متر و 20 متر عمق میباشد.
فرآیند کراترهای برخوردی(Impact crater processes)
شهاب سنگها و ستارههای دنبالهدار به سرعت بالا در هر متر بر ثانیه میرسد، که باعث ایجاد جابهجایی انرژی بسیار زیاد در یک بازهی زمانی به حد بسیار کوتاه به هنگام اصابت به سطح یک سیاره میشوند.
در حقیقت فرآیند تشکیل کراترها به طور شگفتانگیزی منظم است و از جهت مطالعات هم تئوری و هم عملی بسیار مطرح میباشد (Melosh 1989). مرحله اول تماس و تراکم است که مدت زمان انجام آنها تنها اندکی بیش از زمانی است که اجسام پرتاب شده طول قطر کراتر تشکیل میدهند. این باعث به وجود آمدن برجستگیهای مواد در اثرشدت شتاب زیاد ضربهها است که از قسمتهای حاشیهای پرتابههای تغییر شکل داده به سمت بالا پرتاب میشوند. ناحیهی با فشار زیاد در قسمت جلویی پرتابه تشکیل شده، در همان زمان که بر اثر تماس با مواد پرتاب شده باعث تغییر شکل مواد شده است. در قسمت داخلی منظومهی شمسی مواد پرتاب شده اصولا سنگها میباشند، اما در قسمتهای بیرونی منظومه شمسی، قمرهای مشتری، زحل، اورانوس و نپتون، اغلب یخ میباشند. یخها در حدی سرد هستند که اغلب مانند یک صخرهی سخت میباشند. پس از مرحله تماس و تراکم، مرحلهی جریان یافتگی بوسیله پرتاب شدن یا مرحله حفر کردن است. مواد پرتاب شده بوسیله انتشار شوک موج برخورد ذوب یا تبخیر میشود در حالی که موج ضربه دیگر به سمت هدف انتشار مییابد. ضربه توسط امواج مافوق صوت انتشار پیدا میکند که باعث کاهش فشار مواد و جریان حفر گسترش مییابد که باعث باز شدن یک کراتر ناپایدار میشود.
این فرآیند حفاری ممکن است حدود چندین دقیقه طول بکشد، بستگی دارد به سطح انرژی که بعد از برخورد آزاد شده است. مواد بیرون رانده شده از کراتر میتواند باعث گسترش ظاهر دیواره از مواد بیرون ریخته شود که به شکل یک مخروط برعکس هستند که در مرکز محل برخورد وجود دارند. مواد رسوب شده از این محل، تشکیل یک لایه از مواد بیرون ریخته را میدهند که سطح را در جهت قسمت خارجی به اندازه دو شعاع کراتر از دیواره حاشیه پوشش میدهد.
بلوکهای بیرون ریخته بزرگ اضافی ممکن است باعث ایجاد برخوردهای مضاعف و یا حفره های دوم شوند. این اشکال، مورفولوژی مشخصی دارند که این به دلیل شتاب پرتابههای کم سرعت تر، مسیرهای مورب، ساختارهای شعاعی در ارتباط با منشا کراترها است. در انتهای محل حفر شدن، کراتر ناپایدار اغلب دچار متلاشی شدن و تغییر شکل میشود. برای کراترهای پیچیدهی بزرگتر، این باعث ایجاد تراسها و قلههای مرکزی میشود.
تراسها بوسیله ریزش در دیواره کراتر بعد از اینکه تمامی مواد حفر شدند گسترش مییابد. قلههای مرکزی نشانگر بالا بردن مواد موجود در بستر زیر گودال کراترهای ناپایدار میباشند. قلهها ممکن است همانطور که قلهی مرکزی در حال رشد و متلاشی شدن میباشد، شکل گیرد.
چشم انداز کراتر(Crater landscapes)
چشم اندازهای کراتری بر سطوح اجسام صخرهی در منظومهی شمسی غالب میباشند. این اصولا به این دلیل است که اغلب این سطوح بسیار قدیمی هستند. در کل حجم حفرههای برخوردی روی یک سطح تقریبا برابر با قدمت آن سطوح هستند. گرچه این رابطه در مقیاس زمان بسیار طولانی میباشد علاوه بر این رابطه خطی نیز نبوده است.
در طول قسمت ابتدایی تاریخ منظومهی شمسی میزان برخورد بسیار بالا بوده است. از آخرین دفعهی رشد سیارات و بسیاری از قمرها، حدود 5/4 میلیارد سال گذشته، تا حدود 9/3 میلیارد سال پیش برای ماه و شاید چند صد میلیون سال به بعد برای مریخ، دورهی بمباران فشردهی سنگینی وجود داشت. این امر باعث ایجاد حفرههای مشترک با اندازههای بیش از مقیاس حوضههای چند حلقهای میشود. عمل مقیاس گذاری در مورد بسیاری از حفرههای کوچکتر، بسیار منظم تر است تا با حوضههای بزرگتر.
پس از یک بمباران سنگین که توسط بسیاری از اجسام باقی مانده پس از تشکیل منظومه شمسی انجام شده است. میزان برخورد به واسطه بیشتر شدن نظم یک مرتبه کاهش یافته است. در روی کره ماه این مقیاسهای زمانی ایجاد حفرهها توسط تاریخهای رادیومتریکی روی صخرههای بازگشته به زمین توسط ماموریتهای آپولو مورد تایید قرار میگیرند. قمرهای بزرگتر نیز در فازهای بمبارانهای سنگین مشابه هم هستند، و شواهد آن وجود کراترهای کمتر بر سطوح قمر مر است که اینها در بستر حوضههای برخوردی خیلی بزرگ اتفاق میافتند. در مریخ یک چنین دو دستگی بین مناطق کوهستانی قدیمی، کراترهای زیاد و مرتفع و جوانتر، کراترهای کمتر و مسطح وجود دارد. برعکس کره ماه هرچند بسیاری از حفرههای مریخی بر اثر فرسایش که شامل فرآیندهای رودخانهای، فرآیندهای مجاور یخچالی و یخچالی میباشد بسیار تحلیل رفتهاند.
References
Fairbridge, R.W. (1968) Crater, in R.W. Fairbridge (Ed.) Encyclopedia of Geomorphology 207–218, NewYork: Reinhold.
Gilbert, G.K. (1893) The Moon’s face: a study of the Origin of its features, Philosophical Society of Washington Bulletin 12, 241–292.
——(1896) the origins of hypotheses illustrated by the Discussion of a topographic problem, Science n.s. 3, 1–13.
Melosh, H.J. (1989) Impact Cratering: A Geologic Process, Oxford: Oxford University Press.
Milton, D.J. (1968) Structural geology of the Henbury Meteorite craters, Northern Territory, Australia, US Geological Survey Professional Paper 499-C, 1–17.
Roddy, R.J., Pepin, R.O. and Merrill, R.B. (Eds) (1977) Impact and Explosion Cratering, New York: Pergamon.
SEE ALSO: astrobleme; caldera; extraterrestrial geomorphology; Volcano
VICTOR R. BAKER (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CRATON - هسته مقاوم (کراتن)
به هستههای مرکزی و سنگین پوستهی قارهی پایدار، که در حال حاضر این قارهها به ثبات در تکتونیک رسیدهاند را میگویند. تمامی هستهها بیش از 570 میلیون ساله هستند، که به دوران قبل از کامبرین برمیگردند. هستهها، اساسا زیربنای سخت دارند که اغلب تشکیل شدهاند از گرانیتها و سنگهای دگرگون شدهی که پیسنگهای قدیمی هستند که در حال حاضر روی آن رسوبگذاری رخ داده است. آنها معمولا دارای لایه بندی نازک و یک برجستگی کوچک هستند که به دلیل رسوبگذاری ایجاد شدهاند. هستههای مقاوم تنها تحت تاثیر خشکیزایی و عاری از ویژگیهای کوهزایی و فعالیتهای آتشفشانی بودهاند. واژه کراتن از لغت یونانی (Kraton) به معنی سپر گرفته شده است و بنابراین تنها باید برای قارهها استفاده شود نه اقیانوسها که مطابق نظریه صفحات تکتونیکی است. هستههای مقاوم توسط فرآیند تشکیل هستههای مقاوم ایجاد شدهاند. رسوبات ضخیم و به صورت لایهای در حاشیهی مناطق تشکیل دهنده هستههای مقاوم انباشته میشوند. در اینجا سرانجام مواد تغییر شکل میدهند و هستههای مقاوم موجود مقداری ذوب شدهاند. هستههای مقاوم اخائیه (شهرباستانی در یونان) ابتدا بسیار کوچکتر ولی با تعداد بسیار بیشتری بوده است، هرچند به دلیل فرآیند تشکیل هستههای مقاوم در تمام زمان فانروزوئیک
[7](پیدا زیستی: به سه دوره پالئوزوئیک دیرینه زیستی، مزوزوئیک میانه زیستی، سنوزوئیک نوزیستی تقسیم میشود) هستههای مقاوم بزرگتر و از لحاظ تعداد کمتر شدن به دلیل اینکه با یکدیگر ترکیب شدند. ناحیهای از یک هسته مقاوم که بدون پوشش هستند یک سپر نامیده میشود. سپرها از پی سنگهای بلورین قدیمی تشکیل شدهاند و نمایانگر هستهی یک کراتن هستند.
سپر کانادایی نمونهای از آن است که از گرانیت و سنگهای دگرگونی شده کثل گنیس، در کنار رسوبات دگردیس شدهی بسیار تغییر شکل یافته مثل کوارتز و سایر سنگهای آتشفشانی تشکیل شده است. واژه سپر نیز گاهی به عنوان کلمهی مترادف کراتن استفاده میشود.
در قسمت حاشیهای سپرها به صورت دگرشیبی و روراندگی است که به وسیله واحدهای رسوبی نازک که به آن سکو یا پلاتفرم گفته میشود . پلاتفرمها اغلب به ضخامت یک کیلومتر در دوران پالئوزوئیک و مزوزوئیک ایجاد شدهاند که غالبا از ماسه سنگهای دریایی کم عمق و سنگ آهکها و شیلها تشکیل شدهاند. از آنجایی که کراتنها از لحاظ تکتونیک مقاوم میباشند، رسوبات تمایل به گسترش زیادی در هر یک از مناطق مربوط به زمینهای پست مانند حوضههای میانی کراتونی دارند. اینها اکثرا کم عمق هستند هرچند میتوانند تا 3000 متر هم باشند، کاسه مانند هستند و به وسیله فرونشستهای بسیار کند مشخص میشوند. ضخامت حوضههای رسوبی متداولا به سمت قسمت مرکزی است هرچند پر شدن آن ناپیوسته است که منعکس کننده چینهشناسی ناپیوسته در سراسر کراتون است که توسط دورهی ثبات آرامش نشانهگذاری شده است.
بسیاری از آنها گسترش پیدا میکنند مثل دریاچههای فرونشستهی کم عمق مانند دریاچه چاد در شمال آفریقا. دلیل کراترهای میانی در حوضههای باقی ماندهای قارهای همین است.
Further reading
Condie, K.C. (1997) Plate Tectonics and Crustal Evolution, 4th edition, Oxford: Butterworth Heinmann.
STEVE WARD (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
CROSS PROFILE, VALLEY - نیمرخ عرضی دره
در بیشتر مقدمه جغرافیای طبیعی و کتابهای زمین شناسی یک تفاوت قابل ملاحظهای بین نیمرخ عرضی درههای v شکل و ویژگیهای سیستم حاکم بر آن بوسیله فعالیتهای فرسایش رودخانهای توصیف شدهاند و درههای با نیمرخ عرضی U شکل که در توصیف آنها میتوان گفت که دارای یک سیستم غالب فرسایش یخچالی هستند.
برای تشخیص و اجزا سازنده این فرایند جهتدار طبقه بندی چشمانداز کلاسیک دیویس عمومیت بیشتری دارد بهخصوص در نیمه اول قرن بیستم و همچنان در تحلیلها و تفسیرهای چشمانداز مدرن از آن استفاده میشود. تحلیلهای مورفومتریک برای نشان دادن شکل نیمرخ عرضی درههای یخچالی استفاده میشدند که میتواند به وسیله علائم ریاضی حروف U نشان داده شود، این یک معادله شکلی است از آنجایکه درههای رودخانهای دیواره پرشیبی دارند بیشتر نزدیک خطی میباشند. بهعلاوه میزان انتقال سنگها مستلزم تبدیل شکل هندسی شکل نیمرخ v شکل به U شکل است که این به عنوان یک واحد برای اندازهگیری اجزا در گسترش دره توسط فرسایش یخچالی استفاده میشود. میزان گسترش دره به سمت یک شکل خاص، به عنوان یک واحد اندازهگیری درجه تغییر شکل دره توسط فرآیندهای یخچالی یا رودخانهای مورد استفاده قرار گرفته است. هرچند مقطع عرضی درهها شامل انواع بسیار متفاوتی از اشکال هستند تا طبقهبندی دو قسمتی آنها به شکل U و V. شکل مقطع عرضی، تنها بر اثر فرسایش رودخانهای و یخچالی کنترل نمیشوند بلکه به وسیله الگوهای فرسایشی دامنهای و رسوبگذاری و بوسیله الگو مقاومت سنگها به فرسایش شکل میگیرند. معمولا توضیحات برای گسترش درههای V شکل در مناطق با فرسایش رودخانهای فعال، شامل چندین مولفه میشوند: 1- فرسایش رودخانهای اغلب به صورت عمودی است. 2- رودخانه قابلیت جابهجای کلیه مواد تولید شده توسط فرآیندهای دامنهای را دارد. 3- درههایی که دیواره که پرشیب دارند قطعات زاویهدار از دامنه و انتقال یا در اثرگسیختگی سرازیر میشوند. این مجموعه شرایط ایدهآل در نتیجه درههای با دیواره پرشیب و قطعات واریزهای در هر یک از دو طرف رودخانه یکسان است در مرکز رودخانه که در حالت فرسایش عمودی است در چشمانداز با مقداری از دشت سیلابی و یا بدون آن یک نیمرخ عرضی V شکل است. هرچند اگر رودخانه توانایی جابهجا کردن مواد فراهم شده حاصل از فرآیند شیب تند دامنهای را نداشته باشد، اگر دره دارای تنوع زمین شناسی قابل توجهی باشد تنها در شکل شیب یا اگر فرایند حاکم دامنهای متفاوت باشد در قسمتهای مجزای شکل شیب، تسلط داشته باشد، بستر دامنههای پیچیده و کف دره به شکل خطی ساده است برای یک شکل نیمرخ عرضی V شکل گسترش پیدا میکند. معمولا تفسیر توسعهی درههای U شکل که بر اثر فرسایش یخچالی ایجاد شدهاند، به بحث در این زمینه وابسته است که یا این درههایی که در دورهی یخچالی بودهاند که واقعا کانالهای یخچالی بودهاند و دیوارهی کنارهی شیب دار و کف نسبتا هموار آنها یک شکل مشخص برای جریان سیال در کانالها بوده یا الگوی مقطع عرضی فرسایش در زیر یک رودخانهای یخی شامل یک بیشینه مرکزی عریض که به سمت دیوارههای کنارهای شیب دار و یک شکل نیمرخ کم شیب در مرکز کانال میباشد. مدلسازیهای متعدد مربوط به دینامیک یخ ، الگوی فرسایش زیریخچالی و شکل پروفیل نیمرخ و دلیل گسترش آن میتواند تنها ناشی از فرسایش یخچالی در سنگ بستر که همگن هستند باشد. هرچند مخصوصا تغییرات در مقاومت سنگ بستر به فرسایش در یک مدل مطرح میشوند، تغییرات وسیعی در اشکال مقطع عرضی از قبیل شکل V مانند میتواند گسترش پیدا کنند. برای تفسیر بسیاری از درههای یخچالی از شکل U استفاده میشود ، شکل درهها در آنالیزهای مورفومتریک عامل رسوبگذاری عضو سازنده قابل توجهی هستند. شکل U مانند از ترکیب بستر درهای کم شیب، رسوب جریان یخی و دامنه مقعر شیبدار(فرآیندهای پس از دوران یخچالی و مجاور یخچالی) زیر دیواره سنگ بستر شیبدار و تغییرات یخچالی به وجود آمدهاند. هرچند تفاوت ایدهآل میان درههای U شکل و V شکل برای مناطقی که فرسایش یخچالی و رودخانهای حاکم هستند استفاده میشود. در جایی که در واقع تنوع وسیعی در شکلدهی در شکل نیمرخ عرضی نقش دارد، بیشتر پروفیل عرضی پیچیده در نتیجه شکلگیری موقتی و مخصوصا تغییرات در فرایندهای که پروفیل عرضی شکل میدهند شامل هم فرسایش و هم رسوبگذاری و الگو شکلدهی مقاومت مواد سطحی در برابر فرسایش ناشی میشود.
Further reading
Augustinus, P.C. (1995) glacial valley cross-profile Development: the influence of in situ rock stress and Rock mass strength, with examples from Southern Alps, New Zealand, Geomorphology 11, 87–97.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press. Harbor, J. (1995) Development of glacial-valley cross Sections under conditions of spatially variable resistance to erosion, Geomorphology 14, 99–107.
Hirano, M. and Aniya, M. (1988) A rational explanation of cross-profile morphology for glacial valleys and of glacial valley development, Earth Surface Processes and Landforms 13, 707–716.
SEE ALSO: hillslope, form; hillslope, process; valley
JON HARBOR (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)
واژه زیر تر جمه نشده است
CRUSTAL DEFORMATION
Motions of the lithosphere disrupt and modify rocks and the topographic surface. As a manifestation of PLATE TECTONICS, these deformations
maintain continental forms that protrude above sea level. Crustal deformations, such as fault offsets and folds, produce diverse constructional
landforms dependent on local material properties and surface processes. ACTIVE MARGINs are shaped by competition between deformation and
erosion. Deformation occurs at the timescale of plate motions (centimetres per year) but can be slower along individual structures. Recent technologies have revolutionized crustal deformation studies, such as space-based geodesy (e.g. GPS) and seismology that constrain short-term behaviour, dating techniques (e.g. COSMOGENIC DATING) that constrain chronologies of offset geologic markers, and DIGITAL ELEVATION MODELs that permit topographic assessment of large areas. Crustal deformation leads to OROGENESIS and basin formation over the long term, producing
wholesale surface uplift, DENUDATION, and SUBSIDENCE (see TECTONIC GEOMORPHOLOGY). Fluvial systems respond to perturbations in BASE LEVEL where the crust has risen or fallen (Burbank and Anderson 2001). Long-profiles (see LONG PROFILE, RIVER) of stream channels adjust to uplift via KNICKPOINT migration and incision, often leaving behind suites of terraces. Drainage networks may also be modified, as streams can be deflected by zones of uplift or forced to migrate by tilting (see ASYMMETRIC VALLEYs). Sediment loading and gradient changes further influence fluvial form, such as the occurrence of meandering versus BRAIDED RIVER channels. Adjustment to base level in turn affects hillslope processes, leading to increased RELIEF, hillslope length and sediment production. Glacial and coastal erosion similarly respond to uplift and subsidence. Displaced geomorphic features,such as river terraces (see TERRACE, RIVER), shorelines, ALLUVIAL FANs, strata, MORAINEs and PLANATION SURFACEs, serve as markers that are valuable constraints on relative uplift.
Crustal deformation is most commonly associated with faults (see FAULT AND FAULT SCARP).Dislocations occur along lengths of faults during
rupture events, producing earthquakes as a side effect. Ruptures that break the surface are Plate 30 Crustal deformation in alluvium produced
locally along the Emerson fault during the 28 June 1992 Landers earthquake in California (M_7.3). The scarp faces to the south-west and
is approximately 1m high. Its height is locally accentuated by lateral offset of the hilly topography. Dextral offset of ~5 m is evident in the displaced stream course. This photograph was taken several days after the earthquake by Kerry Sieh (California Institute of Technology, USA)
typically tens of kilometres long and involve metres of slip. They are quantified in terms of seismic moment: Mo__AD, where _ is rigidity,
A is rupture area, and D is average displacement. Earthquake size is thus partly dependent on rupture length, which is controlled by fault zone
geometry and segmentation (Plate 30). Coseismic displacement also scales with rupture length, such as the tendency for slip to be ~10_4_10_5 of the length of strike-slip fault ruptures. This scaling is related to the elastic strain the crust adjacent to faults sustains during interseismic periods. The release of accumulated strain provides for moderately regular rupture recurrence. Short-lived faulting events are thus the building blocks by which plate motion translates into long-term deformation (Yeats et al. 1997). Over the long term, fault displacements tend to scale as several per cent of the total fault length. Each of the three main types of plate boundaries consists of faults characterized by certain landforms. Strike-slip faults produced by simple shear involve mainly horizontal displacement and create a minimal degree of topographic disruption.
Linear troughs are common along such faults, where weakened fault rocks (see CATACLASIS) are easily eroded by deflected stream courses (e.g.
the San Andreas fault). Landforms produced by transpression and transtension at restraining and releasing fault bends include pressure ridges,
pull-apart basins (see PULL-APART AND PIGGY-BACK BASIN), and variably faced scarps (scissoring). Strike-slip faults also disrupt geomorphic features horizontally, creating shutter ridges (topographic steps) and deflected or BEHEADED VALLEYs and streams (Sieh and Jahns 1984).
Dip-slip faults involve primarily vertical motion. Normal faults are produced by horizontal extension, where maximum compressive stress
is oriented vertically. Resulting fault planes typically dip steeply (~60_). Normal faults juxtapose tilted basement blocks and alluvial valleys in the characteristic basin and range terrain. Vertical separation tends to be asymmetric, with valley subsidence exceeding uplift of basement blocks.
Edges of uplifted blocks may preserve FLAT IRONs (triangular facets) related to the fault surface. Mountain fronts typically consist of linear segments interrupted by complex transfer zones, such as the Wasatch front (Machette et al. 1992). Parallel normal faults produce down-dropped rift valleys (grabens) (see RIFT VALLEY AND RIFTING) and upthrown blocks (HORSTs). Reverse or thrust faults are produced by horizontal
compression, where the least principal stress is oriented vertically. Thrust fault planes dip shallowly (~30_) and produce irregular mountain
fronts that involve wide belts of deformation (Philip and Meghraoui 1983). The degree to which such piedmonts are dominated by erosion,
deposition and deformation is represented by numerous geomorphic characteristics, including sinuosity, fan entrenchment and valley geometry. Thrust belts typically involve overlapping arcuate fault segments in parallel series that are connected by secondary structure. These may also involve folding, as typical of foreland fold and thrust belts such as along the Nepal Himalaya (Schelling and Arita 1991). Megathrusts of subduction zones create unique cycles of elastic uplift and subsidence in both hanging wall and footwall, leading to rhythmic perturbation of coastal geomorphology.
Deformation along faults during rupture events can be complex. Fault traces tend to be irregular, such as the characteristic en echelon, anastomosing arrangement of faults within wide (~50m) ruptures of strike-slip faults (Yeats et al. 1997). These shear zones can involve pervasive shearing, although slip tends to concentrate along principal displacement zones. A variety of microgeomorphic features are produced during surface ruptures (see SEISMOTECTONIC GEOMORPHOLOGY). Fault scarps record the vertical separation along faults and portray characteristics linked
with fault orientation. Scarp degradation through time occurs predictably by incision and diffusive hillslope creep, such that scarp form is related to scarp age (Avouac and Peltzer 1993). These distinctive landforms record deformation history that can be unravelled using palaeoseismology. Tectonic strain is also accommodated by FOLDing of rock and sediment, particularly in deep basins. Folding of near surface involves permanent brittle deformation in the form of penetrative intergranular shear or flexural slip between strata. Folds are often associated with blind thrust faults and evolve as faults propagate towards the surface. Fold geometry is closely linked with fault bend and tip geometry. Ongoing deposition around folds can result in piggy-back basins and growth strata that itself becomes folded. Erosion and deposition can also mask the topographic expression of folding in unconsolidated sediment. Processes of diagenetic and pedogenic lithification are thus important for fold preservation. Because strata vary in composition and resistance to erosion, ancient folds can be exhumed by erosion, such as palaeo-folds of the Appalachian Valley and Ridge.
References
Avouac, J.-P. and Peltzer, G. (1993) Active tectonics in southern Xinjiang, China: analysis of terrace riserand normal fault scarp degradation along the Hotan-
Qira fault system, Journal of Geophysical Research 98, 21,773–21,807.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Massachusetts: Blackwell Science.
Machette, M.N., Personius, S.F. and Nelson, A.R. (1992) The Wasatch Fault Zone, U.S.A., Annales Tectonicae 6, 5–39.
Philip, H. and Meghraoui, M. (1983) Structural analysis and interpretation of the surface deformations of the El Asnam earthquake of October 10, 1980, Tectonics 2, 17–49.
Schelling, D. and Arita, K. (1991) Thrust tectonics, crustal shortening, and the structure of the far-eastern Nepal Himalaya, Tectonics 10, 851–862.
Sieh, K.E. and Jahns, R.H. (1984) Holocene activity of the San Andreas fault at Wallace Creek, California, Geological Society of America Bulletin 95, 883–896.
Yeats, R.S., Sieh, K. and Allen, C.R. (1997) The Geology of Earthquakes, Oxford: Oxford University Press.
JAMES A. SPOTILA
|