انجمن ایرانی ژئومورفولوژی

انجمن ایرانی ژئومورفولوژی- از Dam تا Dendrogeo

از Dam تا Dendrogeomorphology

بازیابی تصاویر و رنگ‌ها | تاریخ ارسال: 1396/8/13 |

D

DAM - سد
سدها برای حفظ آب های موجود به کار می روند تا سیلاب ها را کنترل کنند و نیرویی برای بیش از هزاران سال تولید کنند. تمدن های اولیه در امتداد رودخانه ها در مناطق خشک و نیمه خشک نظیر رود نیل شکل گرفته اند و از همین رو قدیمی ترین سدها در حدود 5000 سال پیش ساخته شده اند. جریان های آب در فصول بارندگی در آب انبارها ذخیره می شدندتا برای آبیاری زمین های زراعی در فصول خشک استفاده شوند. تامین آب و تامین غذا ارتباط نزدیکی باهم داشته و ثبات سیاسی و اقتصادی واجتماعی تکامل و گسترش تمدن ها را حفظ می کند. امروزه جریان آب در اغلب رودخانه ها تا حدودی با سدها کنترل می شوند(wcd 2000) بیش از 4500 سد با ارتفاعی بالغ بر 15 متر وجود دارد و بلندترین سدها ارتفاعی بیش از200 متر دارند. اولین سد بزرگ با 221 متر ارتفاع ، سد هوور[1] روی رودخانه کلورادو[2] منسوب به سال 1935 بوده است. سدکاریبا[3] روی رودخانه زیمبزی[4] در سال 1958 بسته شد. این سد اولین سد بزرگی بود که در منطقه استوایی زده شد. آب ذخیره شده در آب انبارها ذخیره می شود بیشتر از آبی است که طی سه بار در استخرهای معمولی جمع می شود. رودخانه های بزرگ نظیر کلورادو وکلمبیا درآمریکا، ولگا در اروپا، نیل درآفریقا، پارانا[5] در آمریکای لاتین و ماری – دارلینگ[6] در استرالیا به شدت گسترش پیدا کرده اند.
نیروی هیدرو الکتریک بزرگترین کاربرد ساختمان سد است. تنها حدود 3 درصد از کل سوخت انرژی جهان با انرژی آب فراهم شده و 75 درصد از پتانسیل نیروی هیدروالکتریک باز هم بهره برداری می شود.
خصوصیت ژئومرفولوژیکی سدهای بزرگ شامل زمین لرزهای مخازن آب می شودکه در مقیاس کوچک رخ می دهد اما تاثیر ظاهری دارند. سدهای بزرگ و آب مخازن هم می توانند شدت و تناوب زمین لزره ها را در مناطق مستعد زلزله افزایش دهندو یا باعث زلزله در مناطقی شوندکه به نظر می رسد از لحاظ زمین شناسی تثبیت شده اند. مکانیزم موجود در فشار مضاعف آب از طریق سد و مخازن آب در گسل و شکست هایی که سنگ های زیرین ایجاد شده است.
گوپتا[7] (1992) هفت نمونه از ارتعاش حاصل از مخازن آب را ثبت کرده است. در بسیاری از موارد قوی ترین شُک ها از 4 ریشتر و گاهی 6 ریشتر تجاوز می کندکه به صورت کوتاه در مخازن آب رخ می دهد معمول ترین آن ها تاثیر سدها روی فرآیندهای جریانی اصلی و جریان آب و رژیم انتقال رسوبات می باشد. این تغییرات فرآیندی میزان اندازه و شکل کانال رودخانه و شکل دشت های سیلابی را تحریک می کند . تغییرات سیلابی و رژیم رسوب گذاری به همراه تغییرات مورفولوژی مسیر رودخانه روی پوشش گیاهی و حیات وحش با تغییرات زیست بوم (زیستگاه) بر گیاهان و جانوران یک ناحیه تاثیر گذار است.
تمام این سدها برای جمع آوری آب های سیلاب طراحی شده اند(سیلاب را مطالعه کنید) و شاید نشان دهنده بزرگترین نقطه منبع تاثیر هیدرولوژیکی باشد. در برخی از رودخانه ها کاهش حجم سیلاب بیش از هزارکیلومتر در زیر ارتفاع سد و در پایین سد آسوان در روی رودخانه نیل ،کاهش آب شیرین و افزایش‌شوری آب در کناره‌های ساحل دلتا در جنوب‌شرق دریای مدیترانه را تجربه کرده اند. رودخانه کلرادو ، ایالات متحده آمریکا، در امتداد طول آن سدی بسته شده که از شاخه‌های اصلی رود است و کمتر ازیک درصد از جریان دست نخورده به خروجی رود می‌رسد. در سیستم ماری دارلینگ در استرالیا که توسط نه مخزن آب تنظیم شده است الگوی جریان طبیعی برعکس عمل کرده و با جریان های مرتفع از سد پخش می شوند تا آب را به جریان زیرین برساند. مفهوم اصلی ذخیره سازی سیل فضای خالی است، خالی نگه داشتن مخازن آب سیلاب تا زمانی که آب وارد شود. مخازن ذخیره کننده آب، باید پر نگه داشته شوند تا آب را برای آبیاری، صنعت و مصارف خانگی و… در طی فصول و سال‌های خشک فراهم کنند. اما حتی زمانی که یک مخزن آب پر است جریانات زیر پیک (اوج) سیلاب به بلندی جریانی که به داخل ریخته می‌شود نیست زیرا مخزن موقت در حوضچه مانند سطح آب تا بالای سطح جریان بالا می‌رود. معمولا اندازه متوسط سالانه سیلاب پایین سدها از 25 تا 50 درصد کاهش پیدا کرده می کند. همچنین سدها و مخازن آب رسوبات منتقل شده از رودخانه ها را نیز جمع آوری می‌کنند. در بسیاری موارد ذخایر دائمی رسوبات با حوضه آبریز جریان های بالای رودخانه جمع آوری شدند. همانطور که جریان آب متلاطم و نسبتا پر سرعت آب رودخانه که مخازن آب را پر می کند به آب های کم جریان در دریاچه انتقال پیدا می کنند و رسوبات ته نشین می شوند.
بخشی در خود مخازن ته نشین می شوند و بخشی در کانال‌ها و انتهای مسیر جریان به عنوان نشانه تاثیرات برگشت آب از مخازن با کاهش سرعت رودخانه و جریانات سیلابی رسوبات درشت تر هم به شکل دلتا خارج می شود. ذرات ریزتر مخصوصا خاک رس بیشتر به سمت دریاچه توزیع می شود.
اتلاف میزان منابع ذخیره آب متوسط سالانه معمولا کمتر از 5/0 درصد در هر سال بوده است. اما نسبت های استثنایی بیش از 2درصد در هر سال در مناطق با بازدهی و باررسوبی بالا گزارش شده است. یک مورد که بارسوبی بیشتر بوده است مخزن هوسونگ[8] در هونگ هو [9] چین بوده که نزدیک به 20 درصد ظرفیت مخزن را در سه سال از دست داده است.
جریاناتی که از سدها یا آب های عبوری از آبریز تحت عنوان آب تمیز[10] یا بدون املاح رها می شوند به خاطر این که کم و بیش عاری از رسوبات هستند. گرچه گاهی آب ممکن است گل آلود به نظر برسد، نه به دلیل رسوبات معلق، بلکه به دلیل تجمع پلانکتون هاست (موجودات زنده ریز) هنگامی که آب در طول تابستان از سطح دریاچه تقسیم شود.
آلگ[11] (جلبک های تک سلولی) و دیاتومه[12] (جلبک های میکروسکپی‌) و فیتوپلانکتون ها[13] سبب این حالت می شوند که در دمای نسبتا گرم در حجم آب از مقدار معمول بیشتر و متراکم تر شده و لایه های سطحی مخازن زمان ماندگاری طولانی تری را دارند. آب‌های گلال آلودی که جریان دارند، ممکن است در اثر تخلیه آب های عمیق در طول پاییز زمانی که لایه بندی دریاچه ها برهم می خورد ایجاد شده باشند. چنین تخلیه‌ای می تواند حاوی آهن، منگنز و سولفید هیدروژن به همراه بویی شبیه تخم مرغ باشد. به هر حال در هر دو مورد ، کیفیت آب تخلیه شده از یک مخزن آب را می توان با انتخاب از دست دادن آب از اعماق مختلف دریاچه کنترل کرد. بعضی از اوقات رسوبات به طور عمد از مخازن ذخیره آب با بازکردن شیر دریچه هایی که در عمق سد هستند با فشار خارج می شوند تا میزان از دست رفتن ذخیره آب را کاهش دهند. یک نمونه از این کاربرد مخازن ورباس[14] ،چنسی پاگنی[15] ، مخزن جن سیت[16]، که روی رودخانه هون[17] در فرانسه بسته شده است . در طول این اتفاق ، تمرکز رسوبات معلق از^1-1 و 1 تجاوز نمی کند اما چنین جریان سریع مملو از رسوبات می تواند سبب مشکلاتی برای کیفیت جریان های پایین دست ایجاد کند.
آب تمیز از دست رفته و میزان رژیم جریان زیرین استخر تغییرات مرفولوژی کانال را تحت تاثیر قرار می دهد. اندازه و شکل نهایی کانال های طبیعی رودخانه با رژیم جریان و رسوبات گذاشته شده نظام یافته اند. در پایین سد دو نوع تغییرات در رژیم می‌تواند اتفاق بیافتد گرچه به صورت جزیی تر تغییرات زیادی روی آن ها رخ می دهد (Brandt 2000) .
اولین نوع تغییر کانال جایی اتفاق می افتد که تغییرات عمده فرآیندهای جریانی ، بار رسوبات آن کم است. آب زلال توزیع شده بدون رسوب از مخازن به سوی کانال هایی با بستر و سواحل آبرفتی می تواند باعث فرسایش سریع یا ساییدگی[18] شودکه ممکن است تاکیلومترها در جهت جریان های پایین دست گسترش یابد. به طور مثال عمق بستر فرسایش به کانال و سواحل بستگی دارد و نیز ممکن است از زیر تحلیل رفته و موانع شن و ماسه ای فرسایش یابد. افزایش اندازه رسوبات بستر کانال به دلیل برداشت انتخابی ذرات ریز و کاهش شیب کانال ممکن است میزان فرسایش بستر را محدود کند . در نتیجه رشد کانال از افزایش مساحت سطح مقطع است.
گزارش های میزان ساییدگی بیش از 100 میلی متر سالانه در طول کانال بیش از 100 کیلومتر غیر معمول است . نسبت ها با گذشت زمان کاهش می یابد تا زمانی که شرایط رفتاری و رژیم جدید صورت گیرد.
نوع دوم واکنش کانال پاسخ به جریانات تنظیم شده، مخصوصا سطوح جریان پایین تراست. این چنین استنتاج می شود که کاهش ظرفیت فرسایشی به طور عادی ساییدگی در عرض کانال مشاهده می شود. به طور عادی کاهش ظرفیت جریان یک رودخانه نسبت به نقل و انتقال رسوبات توسط منابع جریان پایین دست سد، صورت می گیرد. این منابع شامل حوضه های آبریز فرعی و بدون سائیدگی و سد و مکان مخزن آب در جریان شکل گیری و ساخت است. رسوبات درشت در بستر کانال ته نشین می شود اما رسوبات روی هم مثل مانع و سکویی در طول حاشیه کانال انباشته می شوند و گاهی دشت های سیلابی ایجاد می شود. دشت های سیلابی شکل گرفته سپس تبدیل به تراس رودخانه ای می شوند (تراس رودخانه را مطالعه کنید)
میزان باریک شدن رودخانه بسیار متغیر است اما در دو حالت می تواند سریع باشد. اولا تغییر کانال در طول رودخانه نظام یافته در مناطق نیمه خشک، جاهایی که رودخانه با حاشیه های وسیع تبدیل به کانال های تکی شوند اغلب سریع صورت می گیرد . در این موارد رشد پوشش گیاهی مثل درخت های بید و صنوبر گاهی با نگه داشتن جریانات اصلی مرتفع تر نسبت به رودخانه معمولی افزایش می یابند که می تواند ناشی از کاهش چشمگیر عرض رودخانه باشد(Merritt and Cooper 2000). حالت دوم رودخانه های پایین دست از شاخه های فرعی است که رسوبات زیادی در کانال ها به طور منظم تولید می کند. گاهی اوقات سطح جریان در رودخانه کاهش یافته و کنترل می شود و می تواند سرعت فرسایش را در انشعابات با افزایش رسوب تسریع کند تا زمانی که شاخه فرعی به رفتارمنظم برسد(Germanovski and Ritter 1988).
هر رودخانه شامل بهم پیوستن جریان های فرعی است که هرکدام دارای آبراهه های مختلفی است که سابقه آن به دوره کواترنر بر می گردد و مربوط به دوران اخیر است. هر اتصال از تاریخچه چهارگانه اخیر است .در تغییر کانال، فرسایش ، حجم زیاد برداشت و رسوب گذاری در طول دوره های زمانی از سال تا قرن طول می کشد.
حجم هایی که تا یک میلیون مترمکعب در یک کیلومتر برسند متداول نیست. در بسیاری از موارد منحصر به فرد کانال رودخانه پاسخ پیچیده ای به مخازن آب نشان خواهند داد(Sherrard and Erskine 1991; Church 1995). این مراحل شامل تناوب فرسایش و انباشتگی[19] هنگامی که شبکه رودخانه، کانال اصلی و انشعابات آن با تعدیل - تنظیم رژیم جریان توسط حرکت رسوبات متوالی است تا زمانی که یک رژیم جدید کانال شکل و گسترش یابد.
در امتداد رودخانه هایی که رسوبات ته نشین شده و پایدار است پیوستگی و جاذبه ملکولی مواد ساحلی، فرم کانال را به آرامی اصلاح می‌کند. در بیشتر موارد مقیاس زمانی برای تغییرکانال به منظور ایجاد یک رفتار جدید کانال ممکن است صدها سال طول بکشد. در این موارد شکل کانال از طریق جریان های منظم‌ با شواهد مخازن بالادست رودخانه و جمع آوری رسوبات محلی در آبگیرها و مردابها تطبیق داده می‌شود. در این موارد شکل کانال موجود جریانات‌منظم را تصفیه و اصلاح می‌کند و ممکن است مشاهده می شود که مخازن آب بالای رود ،جمع آوری رسوبات محلی را در آبگیرها و مرداب ها محدود کند؛ همچنین رشد خزه ها روی سنگ‌های بزرگ و رشد‌گیاهان حاشیه ای ناشی از گیاهان کم می شود. ممکن است جریان قوی سیلاب تغییرات عمده ای را در کانال وارد کند. ژئومرفولوژی یک الگوی فیزیکی برای رودخانه، ساحل رودخانه و اکولوژی دشت سیلابی فراهم می کند(Petts 2000)(تکامل طبیعی رودخانه ها را مطالعه کنید). جریانات رودخانه ای مختلف و تجمع رسوب و کانال های پویا که موقعیت را با فرآیند رسوب و فرسایش و ایجاد دشت سیلابی و… ، نگهداری اکوسیستم کنار رودخانه ای که پر حاصل و متنوع است را تغییر می دهند. الگوی کانال (کانال، رسوب را مطالعه کنید) انواع تغییر سکونت و زندگی را نشان می دهدکه در طول هر رودخانه ای یافت می شود. اما تناوب فرسایش و رسوبگذاری اختلاط سطحی توالی های اکولوژیک جوان را تعیین می کند .
سدها، تحرک طبیعی جریان پایین رود اکوسیستم سواحل رودخانه ، سکونتگاه طبیعی ساده، تولیدات و تراکم گونه های بیولوژیکی را کاهش می دهند (Ward and Stanford 1995). به کارگیری دانش ژئومرفولوژی کاربردی موثر به منظور مدیریت درست رودخانه ها از طریق‌گسترش مدل‌های جریانی درون رودخانه‌ای صورت می‌گیرد تا اکولوژیکی رودخانه‌ای که بر آن سد زده شده را تقویت و حمایت کنند. چنین مدل هایی سه سطح جریانی را که برای حفظ قدرت پویایی اکولوژی و فیزیکی راه سرپوشیده رودخانه نیاز است را تعیین می‌کند و این جریان ها، جریان های باقی مانده دشت سیلابی، بقای جریان کانال (معمولا تخلیه سواحل پرآب) و تخلیه جریان‌ها را با فشار صورت می گیرد تا مانع از تشکیل لجن در بستر کانال و پیشروی پوشش گیاهی به داخل آن شود.
References
Brandt, S.A. (2000) Classification of geomorphological effects downstream of dams, Catena 40, 375–401.
Church, M. (1995) Geomorphic response to river flow regulation: case studies and time scales, Regulated Rivers 11, 3–22.
Germanovski, D. and Ritter, D.F. (1988) Tributary response to local base level lowering below a dam, Regulated Rivers 2, 11–24.
Gupta, H. (1992) Reservoir-Induced Earthquakes, Amsterdam: Elsevier.
Merritt, D.M. and Cooper, D.J. (2000) Riparian vegetation and channel change in response to river regulation: a comparative study of regulated and unregulated streams in the Green River Basin, USA, Regulated Rivers 16, 543–564.
Petts, G.E. (2000) A perspective on the abiotic processes sustaining the ecological integrity of running waters, Hydrobiologia 422/423, 15–27.
Petts, G.E. and Maddock, I. (1994) Flow allocation for in-river needs, in P. Calow and G.E. Petts (eds) The Rivers Handbook, 2, 289–307.
Sherrard, J.J. and Erskine, W.D. (1991) Complex response of a sand-bed stream to upstream impoundment, Regulated Rivers 6, 53–70.
Ward, J.V. and Stanford, J.A. (1995) The Serial Discontinuity Concept: extending the model to floodplain rivers, Regulated Rivers10, 159–168. WCD (2000) Dams and Development, London: World Commission on Dams (WCD) and Earthscan.
urther reading
Beyer, P.J. (ed.) (2004) Dams and geomorphology, Binghamton Symposium Special Issue, Geomorphology, in press. Petts, G.E. (1984) Impounded Rivers, Chichester: Wiley.
——(1994) Large-scale river regulation, in C.N. Roberts (ed.) The Changing Global Environment 262–283, Oxford: Blackwell.
Williams, G.P. and Wolman, M.G. (1984) Downstream effects of dams on alluvial rivers, US. Geological Survey Professional Paper 1,286.
The journal River Research and Applications (until 2002 Regulated Rivers) has a focus on rivers below dams.

GEOFFREY PETTS (ترجمه: سمیه شاه زیدی)

واژه آخر ترجمه نشده است

DAMBO
A headwater valley in areas of low relief, particularly in the seasonal tropics, that is channelless and in humid areas may contain swamps.
Dambos are also known as vleis in southern Africa, matoro in Zimbabwe, baixas in Amazonia, bolis in Sierra Leone, mbuga in East Africa and fadama in northern Nigeria. German geomorphologists (e.g. Budel 1982) have called them ‘Spulmulden’ or wash depressions. True dambos tend to be restricted to climates with present-day rainfalls between 600 and 1,500mm, but the bolis of Sierra Leone are found where annual rainfall approaches 2,500 mm. They are
also probably best developed on ancient planation surfaces. They occur on a wide range of rock types from unconsolidated Kalahari Sand through to shales, quartzites, schists, gneisses and granites (Thomas and Goudie 1985, Plate 31). Their hydrology has been described by Bullock (1992), and they are a major source of water supply in rural areas in countries like Zimbabwe. Many of them are now being exploited for agricultural reasons and are suffering degradation,
including gullying, as a consequence. Indeed, dambo is a Bantu word meaning ‘meadow grazing,’ for they are often grass covered and have no true woodland vegetation (Mackel 1974). Dambos tend to have low gradients (usually less than 2_). They receive their water either from direct precipitation onto the dambo or by subsurface flow from the surrounding high ground. With regard to the processes that lead to their formation, two main schools of thought exist (Boast
1990). The fluvial school envisages dambos as the simple extensions of the channelled drainage network. Rivers erode their head valleys which may subsequently be infilled by slope colluviation and by channel alluviation. Sheet-wash processes under seasonal rainfall regimes may be especially important. The other school of thought advocates differential chemical and biochemical corrosion or sapping rather than mechanical erosion as the main process. It sees dambo morphology as breaking ‘too many fluvial rules’ to be explicable in simple fluvial terms. That fluvial processes have operated in some dambos is made clear by the stratigraphy of their floors, which can reveal old alluvial fills. It is evident in many parts of central Africa that the balance between colluviation
and alluviation has varied repeatedly in response to climatic changes. However, the two schools of thought are not necessarily mutually exclusive
and Thomas (1994: 279) believes that ‘Opposition between sapping (or etching) processes and sedimentation in dambos is misplaced.’

References
Boast, R. (1990) Dambos: a review, Progress in Physical Geography 14, 153–177.
Budel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton, NJ: Princeton University Press.
Bullock, A. (1992) Dambo hydrology in southern Africa – review and assessment, Journal of Hydrology 134, 373–396.
Mackel, R. (1974) Dambos: a study of morphodynamic activity on plateau regions of Zambia, Catena 1,327–365.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Thomas, M.F. and Goudie, A.S. (eds) (1985) Dambos: small channelless valleys in the tropics, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 52.
A.S. GOUDIE

[1] - Hoover

[2] - Colorado

[3] - Kariba dam

[4] - Zambezi

[5] - Parana

[6] - Murray–Darling

[7] - Kariba dam

[8] - Heosonghi Reservoir

[9] - Huang Ho

[10] - clearwater

[11] - Algae

[12] - Diatom

[13] - Phytoplankton

[14] - Verbois

[15] - Chancy–Pougny

[16] - Genissiat

[17] - Rhone

[18] - degradation

[19] - Degradation and aggradation

DATING METHODS- روشهای سنیابی
روابط چینهشناختی بین لندفرمها یا درون روشهای توالیهای نهشتهای رایجترین و سادهترین وسایل سنیابی را فراهم میآورد. به جز موارد استثنائی، عوارض یا رسوبات جوان روی عوارض یا رسوبات قدیمیتر قرار میگیرند. با این وجود، این قاعده تعیین نرخ فرایندها را ممکن نساخته و در رابطه با سنیابی نسبی یا مطلق رویدادها ایدهای به دست نمیدهد. روش های سنیابی متعددی مبتنی بر تغییرات شیمیایی و زیستی وجود دارد که این تغییرات با گذشت زمان رخ میدهند. اطلاعات مربوط به قشرهای هوازده شیمیایی، مانند تشکیل ورنی صحرا روی سنگهای عریان یا بیرون زده نمونهای از تغییرات شیمیایی و راسمیک شدن اسید آمینه است. همچنین گلسنگ شناسی نمونهای از سنیابی بر اساس تغییرات زیستی است. همه اینها روشهای سنیابی نسبی هستند (به عبارتی نشان میدهند که یک عارضه نسبت به دیگری تقریباً دو برابر یا سه برابر قدمت دارد). دسته دیگر روشهای سنیابی مبتنی بر همبستگی رویدادها است. برای مثال، میدان مغناطیس زمین به صورت ادواری معکوس شده و موقعیت قطبهای مغناطیسی عوض میشود. آخرین باری که چنین اتفاقی رخ داده است 780 هزار سال قبل بوده است. این واقعه در تعدادی بایگانی رسوبی و آتشفشانی ثبت شده و در سراسر جهان نشانهای یکسان بوده و بنابراین امکان همبستگی یک قسمت زمین با قسمت دیگر آن را فراهم میآورد. به منظور تعیین سن عددی این رویداد (به عبارتی سن بیان شده به صورت تعداد سالهای قبل از این) دسته متفاوتی از روشهای سنیابی نیاز است که به روشهای سن مطلق موسوم هستند.
کشف رادیواکتیویته در اواخر قرن نوزدهم مبنای مجموعهای از فنون سنیابی مطلق قرار گرفت. این فنون جمعاً به روشهای رادیویزوتوپی معروف هستند. همه این روشها متکی بر این واقعیت هستند که نرخ تجزیه ایزوتوپ رادیواکتیو یک عنصر برای ایجاد ایزتوپ بعدی (معروف به محصول فرعی) ثابت بوده و تحت تأثیر عوامل خارجی از قبیل دما یا فشار قرار ندارد. سنیابی بوسیله رادیوکربن نخستین روش سنیابی رادیوایزوتوپی بود. این روش در دهه 1950 به طور گسترده مورد استفاده قرار گرفت. کربن در قالب سه ایزوتوپ ¹²C، ¹³C و ¹⁴C دیده میشود. دو ایزوتوپ اول پایدار هستند و ایزوتوپ سوم رادیواکتیو میباشد. ولی هر سه به یک شیوه واکنش شیمیایی دارند. رادیوکربن (¹⁴C) از طریق برهمکنش اشعههای کیهانی پر انرژی با اتمهای نیتروژن در جو بالایی ایجاد میشود. ¹⁴C ایجاد شده به این طریق به سرعت اکسیده میشود تا دی اکسید کربن بوجود آید که وارد چرخه کربن میشود. نیمه عمر (مدت زمان صرف شده برای تجزیه رادیواکتیو نیمی از اتمهای ¹⁴C داخل یک نمونه) رادیوکربن 40 5730 سال بوده و تراکم ¹⁴C در جو بین نرخ تولید و نرخ تجزیه در تعادل است. همه موجودات زنده در تبادل کربن با بخشی از چرخه آن بوده و بنابراین دارای ¹⁴C هستند. پس از مرگ موجودات زنده این تبادل متوقف میشود و تجزیه ¹⁴C بر مبنای این نیمه عمر تداوم مییابد ولی دیگر هیچ قسمتی از چرخه کربن جایگزین ¹⁴C نمیشود. اندازهگیری ¹⁴C باقی مانده در یک نمونه محاسبه مدت زمانی بعد از مرگ را مقدور میسازد. سنیابی رادیوکربن برای مواد آلی بهترین روش است و در عین حال برای برخی کربناتها نیز میتواند به کار برود. این روش فرض میکند که غلظت ¹⁴C در ذخایر مختلف چرخه کربن در گذر زمان ثابت میماند. اندازهگیری فعالیت ¹⁴C حلقههای درخت با سن مشخص برای 11 هزار سال اخیر نشان میدهد که این مورد صحت ندارد ولی این نتایج اجازه میدهد تا سنهای ¹⁴C با سالهای تقویمی واسنجی شود (Aitken 1990: 98). حد این روش، بین 11000 و تقریباً 40 هزار سال، واسنجی ¹⁴C کمتر معروف بوده و در سنهای بیشتر قطعیت ندارد.
علاوه بر ¹⁴C، طیف وسیعی از ایزوتوپهای دیگر (¹⁰Be، ²⁶Al،³⁶Cl ) هم در جو و هم در سطح زمین بوسیله برهمکنش اشعههای کیهانی ایجاد میشود. اخیراً روشهای سنیابی زیادی بر مبنای این ایزوتوپهای کیهانی ارائه شده است (ن.ک به COSMOGENIC DATING). سایر روشهای رادیو ایزوتوپ متکی بر نیمه عمرهای بسیار طولانی ایزوتوپهای معین است. اورانیوم بطور طبیعی بصورت چند ایزوتوپ دیده میشود (²³⁴U، ²³⁵U، ²³⁸U). نیمه عمر ²³⁸U در مقایسه با سن زیمن برابر با 10⁹× 47/4 بوده و بنابراین مقدار قابل توجهی در محیط طبعی باقی میماند. برخلاف ¹⁴C که محصول فرعی آن (¹⁴N) پایدار است، تجزیه ²³⁸U موجب تولید ²³⁴Th میشود که خود رادیواکتیو است. این عنصر نیز تجزیه شده و ²³⁴Pa را ایجاد میکند که تجزیه شده و ²³⁴U، ²³⁰Th، ²²⁶Ra و ... را تولید میکند و به این ترتیب یک سری تجزیه تا رسیدن به ایزوتوپ پایدار، یعنی ²⁰⁶Pb ایجاد میشود (شکل 32). تراکم ایزوتوپهای مختلف در زنجیزه تجزیه به مرور زمان تا رسیدن به حالتی که تعداد تجزیه در واحد زمان برای هر ایزوتوپ برابر باشد- حالت معروف به تعادل پایا- تغییر خواهد یافت. ویژگیهای شیمیایی مختلف عناصر داخل سری تجزیه تعدادی روش سنیابی رادیوایزوتوپی را شکل میدهد. برای نمونه، وقتی کلسیت در محیطهای کارستی انباشته میشود، مقادیر ناچیزی اورانیوم نیز انباشته میشود.

شکل 32 سری تجزیه ²³⁸U. نیمه عمر هر ایزوتوپ زیر آن نشان داده شده است. A جرم اتمی و Z شماره اتمی است.

با این وجود، توریوم اندکی انباشته شده و یا کلاً انباشته نمیشود زیرا نسبتاً انحلالناپذیر است. بنابراین داخل کلسیت اورانیوم ولی بدون محصولات فرعی توریوم قرار میگیرد- اصطلاحاً فاقد محصول فرعی نامیده میشود. به مرور زمان با تجزیه اورانیوم تراکم توریوم افزایش مییابد. در زمان انباشته شدن نسبت ²³⁴U/ ²³⁰Th صفر خواهد بود و در حالتی قابل پیشبینی افزایش یافته و تعیین سن شکلگیری کلسیت را مقدور میسازد. این فرایند را میتوان برای تعیین سن رسوب کلسیتها در مدت بیش از 350 هزار سال گذشته بکار برد. علاوه بر کلیست در محیطهای کارستی، دیگر هدف عالی برای سنیابی U/ Th مرجانها هستند (Muhs 2002). بخش دیگری از سری تجزیه اورانیوم ²¹⁰Pb نیمه عمر بسیار کوتاهتری داشته (22 سال) و میتواند برای سنیابی بیش از 100 سال اخیر بکار برود. در این حالت، روش مورد بحث اصولاً برای رسوبات دریاچهای و حوضههای دریایی نزدیک ساحل بکار میرود (Appleby and Oldfield 1992). این روش متکی بر این واقعیت است که یکی از ایزوتوپهای سری تجزیه ²³⁸U، ²²²Rn (رادون) گاز است. این گاز وارد جو شده و آنجا بواسطه یک سری محصولات فرعی کم دوام تجزیه شده و ²¹⁰Pb را بوجود میآورد. این عنصر از جو خارج شده و یک ذخیره نسبتاً ثابت را برای سطح دریاچهها و سواحل فراهم میآورد. این ²¹⁰Pb با رسوبات تهنشین شونده زیر پیکره آبی ترکیب میشود ولی هیچ کدام از ایزوتوپهای اولیه آن [دیگر] وجود ندارند- بنابراین محصول فرعی اضافی وجود دارد.
پتاسیم نیز مانند اورانیوم دارای ایزوتوپ با نیمه عمر طولانی است (10⁹× 25/1). بخش کوچک ولی قابل توجه (01167/0 درصد) از همه پتاسیم ایزوتوپ رادیواکتیو ⁴⁰K است. این ایزوتوپ مبنای فنون سنیابی پتاسیم- آرگون (K–Ar) و آرگون- آرگون (Ar–Ar) سنگهای آتشفشانی (see VOLCANO) را شکل میدهد. ⁴⁰K تجزیه رادیواکتیوی شده و ⁴⁰Ca یا ⁴⁰Ar را تولید میکند. آرگون یک گاز خنثی است و در حالیکه گدازه مذاب میباشد هر نوع ⁴⁰Ar تولید شده آزاد شده و سرانجام به جو راه مییابد (و در آنجا حدود 1 درصد حجم جو را دربرمیگیرد). وقتی هنگام فوران تبلور رخ میدهد، آرگون نمیتواند آزاد شود و شروع به انباشتن در ساختار بلوری کانیها میکند. بنابراین نسبت ایزوتوپ اولیه (⁴⁰K) به محصول فرعی (⁴⁰Ar) وسیله سنیابی فوران آتشفشان را فراهم میآورد- این روش K–Ar نام دارد. نسبت ایزوتوپهای اولیه و فرعی را میتوان با دقت بیشتر بوسیله تابش پرتو نوترون به یک نمونه خاکستر یا گدازه سرد شده آتشفشانی در راکتور هستهای به دست آورد. این موجب میشود تا نسبتی از پتاسیم به ³⁹Ar تبدیل شود، ایزوتوپی که در طبیعت وجود ندارد. بنابراین سن نمونه را میتوان با اندازهگیری نسبت دو ایزوتوپ آرگون ³⁹Ar (که اکنون معیار تراکم پتاسیم است) و ⁴⁰Ar به دست آورد. اندازهگیری این نسبت ایزوتوپ نسبت به اندازهگیری جداگانه پتاسیم و آرگون فرایند تحلیلی دقیقتری است. به همان اندازه مهم اینکه هر دو ایزوتوپ آرگون در همان نمونه فرعی اندازهگیری شده و بنابراین سنیابی نمونهها و نیز بلورهای خاکستر مقدور میشود. با استفاده از روش Ar - Ar میتوان سنهای چند هزار سال را بدست آورد (برای مثال .Renne et al. 1997، شکل 33).
رویکرد دیگر سنیابی اندازهگیری مستقیم تراکم ایزوتوپهای رادیواکتیو نبوده و بلکه بررسی اثر رادیواکتیویته بر مواد موجود در محیط طبیعی است- این روشها پرتوزاد یا رادیوژنیک نام دارند. این روش سنیابی بواسطه اثر شکافت هستهای است. رایجترین شیوه تجزیه اورانیوم بواسطه تابش آلفا (متشکل از دو نوترون و دو پروتون) روی ذره است. با این وجود ممکن است ²³⁸U نیز دستخوش شکافت شده و هستهها (متشکل از 92 پروتون و 146 نوترون) به دو هسته جدید با جرم تقریباً برابر بشکافند. در این اثنا مقدار زیادی انرژی آزاد شده و دو هسته (اجزای شکافت) از هم جدا میشوند. این به یونیزه شدن بلور در طول این شکافها منجر میشود- این اثر (یا آسیب) را میتوان با ریختن اسید روی سطح بلور و شمردن تعداد شکافتها قابل مشاهده کرد. این روش غالباً برای سنگهای آتشفشانی شامل خاکسترهای جابجا شده تا مسافت طولانی و قدمت تشکیل بلورها بکار میرود. زرگون دارای مزیت غلظت بالای اوارنیوم (معمولاً بین 10 و ppm1000) است و این یعنی اینکه تعداد شکافهای ایجاد شده در یک زمان مشخص بالا خواهد بود. شیشه غلظت اورانیوم بسیار پایینتری دارد (ppm1 ~) ولی فراوانترین عنصر خاکستر آتشفشانی است و همچنین میتواند برای سنیابی اثر شکافت هستهای بکار رود و زیربنای روشی از قبیل سنیابی اثر شکافت همگرمایی پایدار (ITPFT)[1] را فراهم میآورد که قابلیت شیشه برای شکافت هستهای حرارتی را جبران میکند (Westgate 1989).

دامنه سن (هزاران سال)

شکل 33: دامنههای سنی قابلیت بکارگیری روشهای مختلف سنیابی رادیوایزوتوپی و رادیوژنی. حدهای دقیق اغلب بوسیله ماهیت مواد مورد سنیابی تعیین شده و خطچینها نشان دهنده این تغییر از کاربردی به کاربرد دیگر هستند.
فنون تابناکی[2] نیز مبتنی بر اثرات تجزیه رادیوالکتیو میباشند. تشعشع آلفا، بتا و گامای حاصل از تجزیه عناصر رادیواکتیو مختلف پوسته زمین فراوان است. وقتی این تشعشع بوسیله کانیهای رایج از قبیل کوارتز و فلدسپات جذب میشود، انرژی حاصل از آن میتواند برای به دام انداختن الکترونها در محلهای انگیخته شده داخل بلور بکار رود. در واقع ذرات کانی بصورت تابشسنج عمل کرده کل رادیواکتیویتهای را که در معرضر آن قرار دارند در خود جای میدهند. میتوان این ذرات کانی در آزمایشگاه برانگیخته کرد تا آزاد شدن انرژی ذخیره شده الکترونهای به دام افتاده ممکن شود. این انرژی بصورت نور از کوارتز یا فلدسپات ساطع میشود- این نور است که تابناکی نامیده میشود. چنانچه ذرات کانی بوسیله گرمایش برانگیخته شود (معمولاً بالای c°500)، گرماتابی (TL)[3] نامیده میشود. در رابطه با مواد زمینشناسی این روش معمولاً برای شبیهسازی آنها با استفاده از نور با طول موج ثابت مناسبتر است (برای مثال nm532 از لیزر NdYVO₄) که در این حالت تابناکی با برانگیختگی نوری (OSL)[4] مشاهده میشود. نشانه تابناکی حساس به نور بوده و قرار گرفتن در معرض نور طبیعی خورشید نشانه تابناکی را به سطح پاییش کاهش میدهد. بسیاری از فرایندهای جابجایی سطح زمین شامل قرار گرفتن ذرات کانی در معرض نور خورشید خواهند بود (از قبیل فرایندهای بادی- Aeolian Processes) و رسوبات نهشته شده بوسیله این فرایندها (از قبیل تلماسه، بادرفتها و لس) بهترین تناسب را برای سنیابی تابناکی دارند (tokes 1999). پس از مدفون شدن قرارگیری مداوم در معرض تابش محیط طبیعی موجب میشود تا توده الکترون به دام افتاده به مرور زمان افزایش یابد. نشانه OSL بواسطه قرار گرفتن در معرض نور خورشید کاملتر از نشانه TL تجدید میشود و از اینرو استفاده از OSL تعیین سنهای دقیق و سنیابی نمونههای جوانتر را مقدور ساخته است. در محیطهایی که قرار گرفتن در معرض نور خورشید در زمان نهشتهگذاری متصور است، رویدادهای 100-50 سال اخیر معمولاً قابل سنیابی هستند.
سنیابی تشدید چرخش الکترون (ESR)[5] فن دیگر مبتنی بر اندازهگیری بار به دام افتاده در مواد به علت تابش محیط است. در حالیکه TL و OSL برای کوارتز و فلدسپات موجود در رسوبات قابل بکارگیری هستند، ESR میتواند برای استالاگمیتها، مینای دندان، مرجانها و گاهی اوقات استخوان بکار رود.

References
Aitken, M.J. (1990) Science-based Dating in Archaeology, Harlow: Longman.
Appleby, P.G. and Oldfield, F. (1992) Application of Lead – 210 to sedimentation studies, in M. Ivanovich and R.S. Harmon (eds) Uranium-series Disequilibrium, Applications to Earth, Marine and Environmental Sciences, 2nd edition, 731–778, Oxford: Clarendon Press.
Muhs, D.R. (2002) Evidence for timing and duration of the last interglacial period from high-precision uranium-series ages of corals on tectonically stable coastlines, Quaternary Research 58, 36–40.
Renne, P.R., Sharp, W.D., Deino, A.L., Orsi, G. and Civetta, L. (1997) Ar-40/Ar-39 dating into the historical realm: calibration against Pliny the Younger, Science 277, 1,279–1,280.
Stokes, S. (1999) Luminescence dating applications in geomorphological research, Geomorphology 29, 153–171.
Westgate, J.A. (1989) Isothermal plateau fission-trackages of hydrated glass shards from silicic tephra beds, Earth and Planetary Science Letters 95, 226–234.
G.A.T. DULLER (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DAYA - دایا
چالههای انحلالی بسته کوچک پر شده با سیلت که روی سطوح آهکی برخی نواحی خشک خاورمیانه و آفریقای شمالی دیده میشود. این عوارض نوعی تشتک آهکی (Pan) هستند.

Reference
Mitchell, C.W. and Willmott, S.G. (1974) Dayas of the Moroccan Sahara and other arid regions,Geographical Journal 140, 441–453.
A.S. GOUDIE   (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DEBRIS FLOW - جریان واریزه ای
جریانهای واریزهای از پدیدههای گروه حرکات تودهای هستند که حدفاصل لغزش و سیلابهای پر از رسوب قرار میگیرند. این جریانها معمولاً در مناطقی رخ می دهند که از نظر تکتونیکی فعال بوده و دستخوش بالاآمدگی و فرسایش سریع هستند. جریانهای واریزه معمولاً شامل ترکیبی از رسوب معلق با جورشدگی ضعیف و قطعات خرده سنگی هستند که از دامنهها سرازیر شده و وقتی به کف دره میرسند وارد آبراههها میشوند. جریانهای واریزه عموماً جبهههای خروشان سیلابی شدید را شکل میدهند. جریان هایی که اوج سرعت آنها به بیش از 10 متر بر ثانیه میرسد و بیش از 70 درصد مواد جامد آنها را مواد واریزه ای در بر میگیرند. این شرایط باعث می شودکه جریان های واریزه ای دامنهها را تخریب کرده، سازهها را دچار خسارت کرده، آبراههها را به شدت تغییر داده و سرانجام برای زندگی انسان مخاطره آمیز باشد جریانهای واریزه مهیب شامل جریانهای واریزه 1985 آرمرو کلمبیا و 1999 ایالت واگیس ونزوئلا میباشد که هر کدام منجر به مرگ بیش از 20 هزار نفر شدند.
اسامی دیگری نیز به جای جریان واریزه بکار میرود. برای مثال لاهار[6] یک اصطلاح رایج اندونزیایی برای جریان واریزه است که از آتشفشان سرچشمه میگیرد و روانه گلی[7] توصیف کننده جریان واریزهای است که غالباً متشکل از سیلت و رس میباشد. این قبیل جریانهای مواد ریز دانه در خشکیها نادر بوده و در عوض در محیطهای زیر دریا رایجتر هستند (ن.ک به SUBMARINE LANDSLIDE GEOMORPHOLOGY).
اغلب جریانهای واریزه خشکی بصورت لغزشهای سریع ناشی از بارش شدید یا ذوب سریع برف رخ میدهد. جریان واریزه میتواند از یک لغزش منفرد مجزا یا چند منبع پراکنده ناشی شود که واریزه از آنها ناشی شده و به یک جریان تبدیل میشود. قسمتهای منشأ عموماًًً بیش از 25 درجه شیب دارند ولی جریان واریزه معمولاً بستر و رسوبات کناری را از آبراهههای با شیب حدود 8 درجه میکاود. در شیبهای کمتر سرعت جریان واریزه معمولاً کم شده و خاکریزهای جانبی و نهشتههای تودهای را بر جای میگذارد که جور شدگی بسیار ضعیف داشته و به راحتی از نهشتههای رودخانهای قابل تشخیص هستند. بسیاری از مخروطهای آبرفتی مناطق فعال تکتونیکی تا حد زیادی متشکل از نهشتههای جریان واریزه میباشند.
جریان واریزه علیرغم داشتن تراکم ذرات قابل مقایسه با خاک ثابت توانایی قابل توجهی برای جریان کاملاً روان دارد. روان بودن جریان واریزه در اصل ناشی از پدیده موسوم به مایع شدن[8] است که وقتی رخ میدهد که فشار آب منفذی به حد کافی برای تحمل وزن جریان واریزه اضافی بالا رفته و از اینرو اصطکاک در سطح تماس ذرات کاهش مییابد. کاهش اصطکاک اجازه میدهد تا ذرات به آرامی پشت سر هم حرکت کنند و جریان رو به پایین تسهیل شود. مایع شدن وقتی آغاز میشود که جریان واریزه حین لغزش توده خاک یا رسوب سست که در طول تغییر شکل برشی[9] منسجم شده و فشار را به آب منفذی بین ذرات منتقل میکند، شروع به حرکت میکند. مایع شدن به این دلیل در جریان واریزه تداوم مییابد که حتی اگر رسوب ریز تنها درصد کمی از توده جریان واریزه را شکل داده باشد، سیلت و رسوب در حد رس از پخش فشار منفذی جلوگیری میکند.
در رأس و حواشی جانبی زبانههای جریان واریزه که تراکم واریزه درشت بالا است، اثرات مایع شدن کاهش یافته و یا حذف میشود. نهشتهگذاری جریان واریزه به این دلیل رخ میدهد که واریزههای حاشیهای دانه درشت فاقد فشار منفذی بالا بوده و مقاومت اصطکاکی بالایی در مقابل حرکت اعمال میکنند.
Further reading
Iverson, R.M. (1997) The physics of debris flows,v Reviews of Geophysics 35, 245–296.
Iverson, R.M., Reid, M.E. and LaHusen, R.G. (1997) Debris-flow mobilization from landslides, Annual Review of Earth and Planetary Sciences 25, 85–138.
Johnson, A.M. (1984) Debris flow, in D. Brunsden and D.B. Prior (eds) Slope Instability, 257–361, Chichester: Wiley.
Takahashi, T. (1991) Debris Flow, Rotterdam: Balkema.

RICHARD M. IVERSON (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DEBRIS TORRENT - سیلاب واریزه ای
سیلاب واریزه ای پدیدهای منطقهای و منحصراً به ثبت رسیده در سواحل اقیانوس آرام در شمال غرب ایالات متحده، و ایالت بریتیش کلمبیا و جنوب شرق آلاسکا است. سیلاب واریزه ای به صورت ذیل تعریف میشود، ^، نوعی حرکت تودهای دربردارنده مواد آلی و غیرآلی غالباً درشت که به سرعت در یک آبراهه پرشیب محدود از قبل موجود جریان مییابد^، (Van Dine 1985; Slaymaker 1988). این تعریف در مورد آمریکای شمالی کاربرد دارد که با استعمال اروپایی اصطلاح سیلاب تناقض دارد (torrent در زبان فرانسه، torrente در ایتالیایی و wildbach در آلمانی). در اروپا torrent بیانگر مورفولوژی رودخانه کوهستانی و نه تخلیه واریزه است (Aulitzky 1980). Descroix and Gautier (2002) ظهور و ناپدید شدن کنونی سیلابها را در آلپهای جنوب فرانسه (از لحاظ مورفولوژی متمایز) تابعی از تغییرات اقلیم و کاربری اراضی توصیف میکنند.
Swanston (1974) و Hungr et al.(1984) چنین استدلال میکنند که اصطلاح "سیلاب واریزه^" بسیار توصیفی بوده و برای مشخص کردن حرکات تودهای آبراههای دانه درشت در کوهستانهای ساحلی اقیانوس آرام مناسب است. Slaymaker (1988) بر این باور است که منطق لحاظ سیلاب واریزه بصورت یک مقوله جداگانه این است که این پدیده شکلی از جریان واریزه آبراههای است که فاقد اصطکاک مواد ریز بویژه رس بوده و محتوای واریزه آلی آن نسبتاً زیاد است. احتمال وقوع سیلابهای واریزه در حوضههای زهکشی کوچک از km² 10-1/0 (Mizuyama 1982) بوده، آبراهه آنها تند و محدوده شکلگیری آنها بالاتر از °25، محدوده فرسایش/ حمل (°25 تا 10) و محدوده رسوبگذاری (°12- 5) است، در محدودههای با شدت رواناب بالا رخ داده و مستلزم واریزه آلی و غیرآلی فراوان میباشند. مکانیزمهای راهاندازی سیلاب واریزه شامل رواناب رگباری و یا حاصل از ذوب برف، آزاد شدن آب از ذخایر یخچالی یا دریاچهای، طغیانهای مهیب، سقوط سنگ، بهمن واریزه یا برف از دامنه یا تکانهای ناشی از زلزله میباشد. سابقه رسوبگذاری در آبراهه نیز بسیار مهم است (Bovis and Dagg 1987). سیلابهای واریزه حاوی مواد منسجم اندک بوده و شن و تخته سنگ و چوب و مواد آلی بخش زیادی محتوای غالب آنها است. یک ^،کلان ساختار^،[10] جبههای و جانبی متشکل از تختهسنگهای تحت حفظ چارچوب میباشد که بوسیله دوغاب متلاطم به جلو رانده میشوند. دوغاب[11] از میان کلان ساختار دفع شده و عملاً یک جریان ثانویه شکل میگیرد.
References
Aulitzky, H. (1980) Preliminary two-fold classification of torrent, Symposium Interpraevent 4, 285–309.
Bovis, M.J. and Dagg, B. (1987) A model for debris accumulation and mobilization in Steep Mountain streams, Hydrological Sciences Journal 33, 589–605.
Descroix, L. and Gautier, E. (2002) Water erosion in the southern French Alps: climatic and human mechanisms, Catena 50, 53–85.
Hungr, O., Morgan, G.C. and Kellerhals, R. (1984) Quantitative analysis of debris torrent hazards, Canadian Geotechnical Journal 21, 663–677.
Mizuyama, T. (1982) Analysis of sediment yield and transport data for erosion control works, International Association of Hydrological Sciences Publication 137, 177–182.
Slaymaker, O. (1988) The distinctive attributes of debris torrents, Hydrological Sciences Journal 33, 567–573.
Swanston, D.N. (1974) Slope and stability problems asso-ciated with timber harvesting, USDA Forest Service, Pacific Northwest, General Technical Report PNW–21.
Van Dine, D.F. (1985) Debris flows and debris torrents in the southern Canadian Cordillera, Canadian Geotechnical Journal 22, 44–68.

OLAV SLAYMAKER (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DECOLLEMENT – گسستگی یا جداشدگی
یک سطح گسلی نشان دهنده جایی که تغییر شکل پوستهای در حالتی موازی و معمولاً بین یک افق، لایه یا مرز فوقانی ضعیف به لحاظ مکانیکی و مرز تحتانی تغییر شکل نیافته رخ میدهد. گسستگیها یا سطوح گسستگی بواسطه لغزش سری سنگهای بالایی روی سنگهای زیرین طی فرایند چینخوردگی ایجاد شده و در رابطه با روراندگی میباشد. نمونه بارز این سطوح بین سنگ زیرین بلوری قرار گرفته بر روی سنگهای رسوبی و اغلب در مناطق رورانده مانند آلپ، کوههای ژورا و زاگرس ایران میباشد.

Further reading
Ramsay, J.G. and Huber, M.I. (1987) The Techniques of Modern Structural Geology – Volume 2: Folds and Fractures, London: Academic Press.
SEE ALSO: crustal deformation

STEVE WARD (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DEEP-SEATED GRAVITATIONAL SLOPE DEFORMATION
تغییر شکل عمقی جاذبهای دامنه
تغییر شکل جاذبهای عمقی دامنهها (DGSDها)[12] فرایندهای ناشی از جاذبه هستند که در یک بازه زمانی بسیار طولانی پدیدار شده و معمولاً کل دامنهها را تحت تأثیر قرار میدهند و بیش از صدها هزار میلیون متر مکعب سنگ را در مساحتی بالغ بر چند کیلومتر مربع و با ضخامت چند ده متر جابجا میکنند. مشخصه اصلی این فرایندها نبود احتمالی سطح پیوستهای از گسستگی و وجود محدودهای در قمست عمیق است که در آن جابجایی غالباً بواسطه ترکهای ریز توده سنگ صورت میگیرد (Radbruch-Hall 1978). پیش از این تعریف در ادبیات DGSDها، Terzaghi (84 :1950) با شفافسازی تفاوت بین ^،خزش^، و ^،لغزش^، با جملهای که برای پدیده عمقی نیز قابل بکارگیری است نقش زیادی در این موضوع داشته است:
لغزش رویدادی است که به محض فراهم شدن شرایط برای گسیختگی زمین زیر دامنه در زمان کوتاه رخ میدهد. در مقابل، خزش فرایندی کمابیش پیوسته است. لغزش نمایانگر جابجایی پیکره نسبتاً کوچکی از مواد با محدوده مشخص است، در حالیکه خزش شامل زمین زیر همه دامنههای کل منطقه بوده و بین مواد ثابت و محرک مرز مشخصی وجود ندارد.
بنابراین اگر چه زمان تکامل این فرایندها بینهایت طولانی و پیشبینی آن دشوار است، فاز تغییر شکل طبعاً میتواند فاز لغزش را به دنبال داشته باشد که در آن سطوح برشی قابل تشخیص است.
به این ترتیب طبق تعریف Malgot (1977) DGSDها از اواخر دهه 1960تقریباً در همه جای جهان مستند شده و توسط مؤلفین مختلف با واژگان متفاوت از قبیل لغزش بزرگ، گسله جاذبهای، خزش عمقی، تغییر شکل عمقی جاذبهای، حرکات تودهای جاذبهای، پراکنش جاذبهای و خزش جاذبهای توصیف شده است (ن.ک بهMASS MOVEMENT). با وجود تنوع اصطلاحات بکار رفته، در حال حاضر پرکاربردترین اصطلاح برای انواع DGSD لغزش بزرگ و پراکنش جانبی هستند.
لغزش بزرگ (Sackung)
لغزش بزرگ میتواند در قالب روانه شدن دامنه به علت تغییر شکل ویسکوپلاستیک در قسمتهای عمقی که دامنههای مرتفع و پرشیب تشکیل شده از تودههای سنگ همگن درزهای یا لایه لایه نشان دهنده رفتار شکننده را تحت تأثیر قرار میدهد، توصیف شود (Zischinsky 1969; Bisci et al. 1996). در این خصوص عوارض مورفولوژیکی بارز عبارتند از پشتهها یا ستیغهای زوجی، خندقها، گودالها و پرتگاههای رو به قله در قسمت بالای دامنهها، در حالیکه قسمتهای میانی و پایین دامنهها به دلیل برآمدگی و خمیدگی بیشتر بصورت برجسته به نظر میرسند. در پای دامنه نیز میتوان شاهد درزههای زیر خط افق بود. با این وجود مکانیزم جابجایی آنطور که باید تعریف نشده است. تصور میشود که به دلیل اعمال فشار بالای محدود کننده در تمام قسمتها، رفتار توده سنگ در عمق متفاوت از رفتار آن در سطح است. در این رابطه دو مدل اصلی جابجایی تعریف شده است. اغلب پژوهشگران (از قبیلMahr 1977) فرض میکنند که در قسمتهای عمقی در ارتباط با قسمت مرکزی دامنه، فشار بالای محدود کننده مانع تشکیل سطوح مشخص گسیختگی شده و تنها تغییر شکل گرانرو (مدل غیر برشی) را مقدور میسازد. در مقابل، در قسمت بالا و پای دامنه که این فشارها کمتر است، این قبیل سطوح میتواند ایجاد شود. Savage and Varnes (1987) چنین فرض میکنند که زون مورد بحث به جای قرار گرفتن در معرض تغییر شکل قابل مهار در واقع در امتداد یک سطح برشی موجود در پای توده سنگ ناپایدار (مدل شکست پلاستیکی) گسیخته میشود.

گسترش جانبی (Lateral spreading)
گسیختگی یا پخش جانبی متشکل از گسترش جانبی تودههای سنگی در امتداد گسیختگیهای برشی یا کششی است. دو نوع اصلی گسترش سنگ که در شرایط زمینشناختی مختلف رخ میدهد قابل تفکیک است (Pasuto and Soldati 1996) :
الف- پخش جانبی تأثیرگذار بر سازندهای شکننده روی واحدهای شکلپذیر عموماً به علت تغییر شکل مواد زیرین. مشخصه این نوع جابجایی عموماً حرکات افقی در امتداد گسیختگیهای شکننده یا گسستگیهای تکتونیکی عمودی میباشد. شیارها، گودالها، فروزمینها[13]، چالههای کارست مانند در سنگهای مقاوم و برآمدگیهای مواد رسی عارضههای رایج این نوع تغییر شکل است. انباشتگی تخته سنگها معمولاً دلیل جابجاییهای بلند مدت تأثیرگذار بر سازندهای زیرین فرض میشود که منجر به فشردگی سنگهای سست و پخش تودهای سنگها به دلیل فشارهای تنشی میشود. این فرایند میتواند بواسطه نفوذ آب از طریق درزها و سست شدن شیلهای رسی تشدید شود. پس از آن حفر درهها میتواند موجب لغزشهای چرخشی و سقوط سنگ و همچنین پرتاب و چرخش تودهای شود که میتواند زمینه را برای لغزشهای تودهای فراهم آورد. فرایند مزبور میتواند ادامه داشته و موجب پخش و تخریب تدریجی تخته سنگ شود. این گسترش میتوند تا چند کیلومتری لبه فلات امتداد داشته باشد.
ب- پخش جانبی توده سنگهای همگن (معمولاً شکننده) بدون سطح پایه برشی مشخص یا محدوده جریان ویسکوپلاستیک. در این خصوص شواهد مورفولوژیکی بارز پشتههای مضاعف یا زوجی، پرتگاههای رو به قله، چالههای بالای پشته و ناوههای پر شده میباشد. این پدیده در کوهستانهای مرتفع رایج هستند. وجود شکاف در سنگها و انرژی بالای ناهمواری به عنوان عوامل تشدید کننده در نظر گرفته میشوند ولی مکانیک تغییر شکل هنوز بطور کامل تعیین نشده است.
سناریوهای وقوع لغزش بزرگ و گسترش یا پخش جانبی متفاوت هستند. لغزش بزرگ میتواند به عنوان مرحله اولیله لغزشهای چرخشی- انتقالی در نظر گرفته شود، ضمن اینکه لغزش بزرگ تمایل به وقوع در قالب بهمن سنگی یا واریزه و به عبارتی فرایندهایی که میتوانند شامل شرایط با خطر ژئومورفولوژیکی بالا باشند، دارند. از طرفی گسترش جانبی میتواند مطابق با مرحله اولیه تکوین پدیدههای لغزش تودهای باشد که معمولاً دستخوش وقوع تدریجی جابجاییها هستند.
References
Bisci, C., Dramis, F. and Sorriso-Valvo, M. (1996) Rockflow (sackung), in R. Dikau, D. Brunsden, L. Schrott and M.-L. Ibsen (eds) Landslide Recognition:Identification, Movement and Causes, 150–160,Chichester: Wiley.
Mahr, T. (1977) Deep-reaching gravitational deformations of high mountain slopes, Bulletin International Association of Engineering Geologists 16, 121–127.
Malgot, J. (1977) Deep-seated gravitational slope deformations in Neovolcanic Mountain ranges of Slovakia, Bulletin International Association of Engineering Geologists 16, 106–109.
Pasuto, A. and Soldati, M. (1996) Rock spreading, in R. Dikau, D. Brunsden, L. Schrott and M.-L. Ibsen(eds) Landslide Recognition: Identification, Movement and Causes, 122–136, Chichester: Wiley.
Radbruch-Hall, D.H. (1978) Gravitational creep on rock masses on slopes, in B. Voight (ed.) Rockslides and Avalanches, 607–675, Amsterdam: Elsevier.
Savage, W.Z. and Varnes, D.J. (1987) Mechanics of gravitational spreading of steep-sided ridges (‘Sackung’), Bulletin International Association of Engineering Geologists 35, 31–36.
Terzaghi, K. (1950) Mechanism of landslides, in S. Paige (ed.) Application of Geology to Engineering Practice, 83–123, Washington, DC: Geological Society of America.
Zischinsky, Ü. (1969) Über Sackungen, Rock Mechanics 1(1), 30–52.

MAURO SOLDATI (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DEEP WEATHERING - هوازدگی عمقی
سهم مطالعات هوازدگی از ژئومورفولوژی یک نقش بیثبات بوده، بصورت مقطعی کانون توجه واقع شده و هنوز اغلب نادیده گرفته میشود. فرسایش سنگ به علت فرایندهای شیمیایی و بیوشیمیایی واسطه نرخ فرسایش و تخریب ناهمواری در تقریباً همه اقلیمها است و فراوانی ماسه کوارتزی در رسوبات قدیمی بیانگر اثربخشی آن است. رس حاصل این فرایندها بوده و در همه جا بدون توضیح خاص شناخته شده است. با این وجود، مواد هوازده اغلب تا دهها متر و تا بیش از 100 متر زیر نیمرخ خاک قدیمی گسترش مییابد. محدوده گذار از خاک سطحی تا سنگ تازه تحت عنوان سنگپوش[14] یا نیمرخ هوازدگی توصیف میشود. در حالیکه تعریف رسمی برای هوازدگی عمقی وجود ندارد، برخی محققان برای توصیف عمقهای ^،استثنائی^، تخریب سنگ از این اصطلاح استفاده میکنند (Taylor and Eggleton 2001) ولی این منعکس کننده تجربه مربوطه از بیرون و نواحی گرم مرطوب است که اعماق هوازدگی بیش از 30 متر در آنها رایج است (عکس32).

عکس32: نیمرخ هوازدگی عمقی (m50<) در سنگهای گرانیت با سنگ بنا در شرق برزیل.
رویکرد دیگر اشاره میکند که تخریب محدود به ^،هوازدگی^، است که در آن مواد دگرگون شده کمابیش به سرعت پس از تخریب (بوسیله فرایندهای شیمیایی و مکانیکی) جابجا میشود یا ^،فرسایش^، که در آن ذخایر مواد هوازده غیرمنسجم زیر سطح زمین قرار میگیرد. در مورد محدود به فرسایش بودن محصول هوازدگی به مدت نامشخص برجا باقی میماند و دلالت بر این دارد که در طول این مدت نرخ هوازدگی بیشتر از نرخ فرسایش بوده است. این شرایط است که اغلب طی دورههای 10⁶ تا 10⁷ سال منجر به تشکیل نیمرخهای هوازدگی عمقی میشود. در محدودههای بالایی بسیاری از نیمرخهای هوازدگی عمقی سنگ به شدت تا ترکیبی از رس، اکسید آلومینیوم و آهن و ماسه کوارتزی تجزیه میشود که بواسطه آن نشانههای ساختار سنگ هنوز قابل مشاهده است. این مواد مردهسنگ[15] نامیده میشود. این شرایط اغلب مرتبط با سطوح قدیمی ناهمواریهای پست بوده و حاصل محیط گرم مرطوب یا جنب حاره است. این استدلال معمولاً برای وقوع هوازدگی عمقی عرضهای بالا بکار میرود که در قالب بقایای گوشته قبلاً ضخیم سنگهای هوازده تشکیل شده در اواخر مزوزوئیک یا اوایل سنوزوئیک که شرایط گرم مرطوب احتمالاً تا °60 شمالی حاکم بوده است، توجیه میشود. در سایه این دیدگاه، هوازدگی عمقی گسترده سنگهای سپر اسکاندیناوی زیر رسوبات کرتاسه جنوب سوئد دیده شده (Lidmar Bergström 1989) و 10-5 متر دگرگونی پیشرفته بین جریانهای گدازه پالئوژن در ایرلند شمالی مشاهده شده است (Smith and McAlister 1995). مردهسنگهای عمقی در سراسر استرالیای غربی در برخی نقاط تا اعماق m 100 دیده شده و ایزوتوپ اکسیژن و سایر روشها سن پرمین یا میوسن را نشان دادهاند یعنی زمانی که صفحه استرالیا با فاصله زیاد از موقعیت کنونی آن در سمت جنوب قرار داشت و به هیچ وجه در عرضهای حاره نبود (Bird and Chivas 1988). این موجب شده تا Taylor et al. (1992) چنین استدلال کنند که به جای اینکه اقلیم، این زمان است که تعیین کننده اصلی تخریب سنگها تا اعماق زیاد میباشد. با این وجود، مردهسنگهای عمیق نمایانگر هوازدگی پیشرفته در زمینهای نئوژن مناطق گرم مرطوب دیده شده و از برنئو و گینه نو استناد شده است (Thomas 1994; Löffler 1977). در این نواحی هموار شدن گسترده ثبت نشده و از اینرو نیمرخها نشان دهنده نرخ بالای هوازدگی همراه با نرخ پایین فرسایش در ناهمواریهای معمولی اقلیم استوایی جنگلهای بارانی است. در مقابل، در موارد بسیاری هوازدگی عمقی در عرضهای بالا دربردارنده ویژگیهای نشان دهنده تجزیه تدریجی به جای پیشرفته است. این مواد ماسهای بوده محتوای رس آنها کم است (معمولاً 7-2 درصد) و تحت عنوان arène[16] (فرانسوی) یا GRUS[17] (آلمانی) توصیف میشود. شکلگیری گروس در سراسر اقلیمهای معتدله دیده شده و مواد مشابه آن زیر مردهسنگهای رسی مناطق حاره قابل مشاهده است. عمق گروس معمولاً بالای 15 متر بوده و عمق m 6-3 رایج میباشد ولی محدود به ناهمواریهای پست نمیباشد (Migo´n and Lidmar Bergström 2001). وقتی همه انواع و درجات دگرگونی سنگ یکجا جمع باشد هوازدگی عمقی بسیار گسترده میشود. در بیابانهای سوزان و سرد و نواحی با فعالیت تکتونیکی اخیر یا فعال این پدیده نسبتاً نادر است. جایی که شستسوی یخچالی شدید پلیوستوسن رخ داده بخش عمده گوشته سنگپوش نیز جابجا شده است. با این وجود در اسکاتلند جنوبی (Hall 1985) و جنوب اسکاندیناوی که زیر صفحات یخی سرد و غیرفرساینده قرار داشته یا تا زمینهای پست گسترش یافتهاند، نیمرخهای عمیق دیده شده است.
تشکیل نیمرخهای هوازدگی عمیق مسائل دشواری به همراه دارد. برای مثال، فرایندهای هوازدگی بواسطه تجدید آب زمین و دفع کانیها در فرایند انحلال پیش رفته و با افزایش غلظت مواد موجود در محلول متوقف خواهند شد. بنابراین وجود نیمرخهای بسیار عمیق زیر فلاتهای قدیمی که شکلگیری آنها مستلزم زمان بسیار طولانی است و برای دفع مواد محلول نیاز به برخی وسایل دارد، میبایست بواسطه فرایند موصوف باشد. غلظت پایین مواد محلول در رودخانههای گرمسیری جاری در مناطق هوازده اغلب در سایه نرخ پایین هوازدگی در این مناطق استناد شده است. بنابراین بسیاری از پژوهشگران تشکیل لایه ضخیم مردهسنگ را یک سیستم خود کران تجربه کننده بازخورد منفی تلقی کردهاند. با این وجود، اطلاعات ما درباره چرخه عمقی آب یا پتانسیل مهاجرت دوردست یونها بواسطه فرایندهای پخش اندک است. مباحث مرتبط با این موضوع به نفع فرایندهای هیدروترمال عهدهدار تجزیه بسیار عمیق سنگ بویژه سنگهای گرانیت صورت گرفته است. با این وجود بسیاری از تحلیلها برای دگرگونی دمای پایین (C °70) از جمله در سنت آستل[18] در جنوب غرب انگلستان ایزوتوپ اکسیژن را به عنوان دلیل ذکر کرده (Sheppard 1977) و گستره تبلور آب گرمایی معمولاً بسیار محدود است (Ollier 1983). در این میان اهمیت برهمکنش میان نفوذ آب شهابی از سطح زمین و آبهای جوان ایجاد شده بوسیله فرایندهای ماگمایی نباید نادیده گرفته شود. هر دو نوع آب مذکور بخشی از چرخه آب جهانی بوده و تجزیه سنگ در نهایت فرایند مجاورت انواع کانی در معرض شرایط جوی در سطح زمین است.
وجود گوشته ضخیمی از بقایای مواد حاصل از هوازدگی اهمیت بسزایی برای مهندسها و همچنین ژئومورفولوژیستها و خاکشناسها دارد. با این وجود، ماهیت مواد هوازده [نیز] به همان اندازه اهمیت دارد. برای مثال رفتار گروس بسیار متفاوت از مردهسنگ غنی از رس میباشد. گذر از سنگ تازه از میان سنگ هوازده به سمت خاک سطحی میتواند دشوار باشد ولی برای توصیف نیمرخ هوازدگی بصورت متمایز از توصیفهای نیمرخهای خاک مدلهایی تدوین شده است (شکل 34، 35). در قسمت پایه نیمرخ جبهه هوازدگی قرار دارد که به دلیل گذر ناگهانی غالباً مشاهده شده از سنگ سالم به مرده سنگ تخریب و دگرگون شده تحت عنوان سطح هوازدگی پایهای توصیف میشود. برای انبساط کانیها بواسطه آبدار شدن و آبکافت جزئی که موجب برهم خوردن بافت سنگ میشود، تغییر شیمیایی اندکی لازم است. رایجترین توصیف نیمرخهای هوازدگی (شکل 34) مبتنی بر مثالهای موجود در گرانیتهای درزهدار بوده و سطوح مشابه در لاواهای بازالتی و ماسهسنگهای فلسپاتی دیده میشود. با این وجود در سنگهای دگرگونی نواری و ورقهای از قبیل شیست، تقسیمات فرعی نیمرخ میتواند مبهم باشد.
^،مدل گرانیت^، که نخستین بار بصورت رسمی از هنگ کنک تعریف شد (Ruxton and Berry 1957)، برای استفاده مهندسان اصلاح شده (Fookes 1997) و برای توصیف تغییرات کانی شناختی یا وقوع زونهای هوازدگی خاص از جمله لاتریت[19] مدلهای دیگری تدوین شد (شکل 35). نیمرخ پایین تغییرات شیمیایی و کانی شناختی در کانییابی حائز اهمیت بوده و ماهیت رسها پیشبینی کننده رفتار مهندسی است. درک نیمرخهای سنگپوشی کامل به علت مسائل نمونهبرداری، پیچیدگیهای ساختار سنگ و تغییر شکل کانیها در اثر تغییر شرایط هیدرولوژیک طی دورههای طولانی میتواند دشوار باشد. با این حال چنانچه قرار بر توصیف و درک صحیح نیمرخهای کمتر فرسایش یافته (رو رفته) اغلب موجود در محیط باشد، مسئله حائز اهمیت میشود. ویژگیهای خاک در نواحی با سنگهای با هوازدگی عمقی به شدت تأثیر میزان هوازدگی پیشین است که وجود کاتیونها برای رشد گیاه را محدود میکند. در بسیاری از قسمتهای مناطق گرمسیری ممکن است چند نسل خاک تشکیل شده و بوسیله فرسایش از بین رفته و داخل مواد اولیه عمیقاً هوازده دوباره تشکیل شده باشد (Ollier 1959).

شکل 34: نیمرخهای هوازدگی بارز با طبقهبندیهای رایج هوازدگی در ستون آخر چپ. تهیه شده توسط مؤلف برای Fookes (1997).
در ژئومورفولوژی مناطق گرمسیری نقش گوشته هوازده در تعیین اشکال طبیعی بطور گسترده مورد بحث قرار گرفته است (Thomas 1994). توازن میان نرخ هوازدگی و فرسایش از یک سو برای سؤالات مربوط به میزان دگرگونی محصولات هوازدگی نزدیک سطح و از طرف دیگر ظهور اشکال سنگی تازه بسیار مهم است. نرخهای تخمینی هوازدگی در سنگهای سیلیسی (mmKa^-1) mMa^-150-2 میباشد. اگر چه نرخ فرسایش سطحی با مقدار دو برابر میتواند بیش از بالاترین مقدار باشد، بسیاری از دامنههای پوشیده از جنگل با شیب ملایم در نواحی گرمسیری با نرخ کمتر از mmKa^-1 5 فرسایش مییابند. با این حال گاهی اوقات دادهها متناقض بوده و تعمیم آنها دشوار است. شواهد تصادفی نرخهای پایین فرسایش در زمینهای موجدار جنگلی ناشی از همسانی نسبی زونهای هوازدگی با عوارض کنونی زمین میباشد که اغلب نشان دهنده تودههای هوازده چند گنبدی (در فرانسه؛ نیمه نارنجی و در پرتغالی؛ نیم پرتقالی) است. در نواحی خشکتر آفریقا و استرالیا نیمرخهای هوازدگی تا حد زیادی ناقص بوده، تپههای هموار با قشر سخت آهنی یا سیلیسی یا عوارض با سنگپوش ماسهای کم عمق و رخنمونهای دائمی (تخته سنگها، صخرههای بلند و اینسلبرگها یا فراسنگها) را به جا میگذارد. در استرالیای مرکزی، به ^،سطح هوازده زمین^، (Mabbutt 1965) و نتایج متنوع روبرداری جزئی سنگپوش اشاره میشود. این قبیل عوارض تحت عنوان گونههای ^،دشت گود شده^، توصیف شدهاند (ن.ک به ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHPLANATION). به تعبیر کلیتر این مشخصات نتیجه ^،رژیم زیرسپری[20]^، (1980 Fairbridge and Finkl) شامل پایداری چشمانداز (عارضه) و هوازدگی پیشرفته با قدمت شاید 10⁸-10⁷ سال در تناوب با دورههای فرسایش و سنگپوش به مدت 10⁶-10⁵ سال تلقی میشود. توضیح اینکه میتوان گفت الگوهای هوازدگی عمقی تابع تغییرات سنگنگاشتی و ضعفهای ساختاری داخل تودههای سنگ هستند. کانیهای آهنی- منیزیمی و فلدسپارهای پلاژیوکلاز بسیار سریعتر از ارتوکلاز و میکا در گرانیتها تجزیه شده و تودههای نفوذی مجاور حاوی مجموعههای کانی مختلف اغلب از نظر هوازدگی نشان دهنده تضاد هستند. سنگهای نفوذی غنی از پتاسیم و بویژه گنایسهای دگرگونی سیلیکایی شده در مقابل یورش شیمیایی مقاوم هستند. الگوهای درزهای متقاطع اغلب نمایانگر حوضههای با تجزیه سنگی عمیقتر هستند. فرسایش عمیق تا تودههای نفوذی قدیمی نشان دهنده انفصال گسترده تحت فشار تراکمی است که با وجود قرار داشتن در معرض پوسته پوسته شدن در برابر هوازدگی مقاوم هستند در حالیکه سنگهای نفوذی سطح بالاتر معمولاً در امتداد درزههای متعدد قطعه قطعه میشوند. هر جا که زمینشناسی یکنواخت باشد الگوهای هوازدگی اغلب به ناهمواری پاسخ داده و در محیطهای جنگلی هوازدگی عمقی زیر تودههای برجسته دیده میشود. در حالیکه این میتواند ناشی از تجزیه تا گوشته مردهسنگی عمیق گسترده باشد، شرایط زهکشی بهتر زیر دامنههای بالا منجر به تجزیه سریعتر میشود. اغلب رودهای دائمی در آبراهههای سنگی جریان مییابند ولی برخی آبراهههای موجود در عوارض فلاتی بین رودهای تلاقی کننده[21] با سرعتهای بالای به جا گذارنده سنگ تازه عریان و آبراهههای پیچانرودی که در آنها رود روی مردهسنگها جریان مییابد، در تناوب است.
عوارض عمیقاً هوازده رسماً در اروپا (و جاهای دیگر) بسیار گسترده بودند. پوششهای هوازدگی معروف به ^،لاتریتی^، طی دوران سنوزوئیک تا حدودی از گرانکوههای اروپا زدوده شده و امروزه در نهشتههای اکویتن پاریس و بسیاری از حوضههای رسوبی دیگر دیده میشود. Millot (1970) این لایهها را تحت عنوان ^،رخنمونهای سایدرولیتی^،[22] توصیف کرده و در جاهای دیگر ^،رخنمونهای ناشی از لاتریت^، (Goldberry 1979) و ^،چینههای سرخ^، نامیده میشوند. طی دوره نئوژن در اثر فعالیتهای کوهزایی آلپی یک تجدید لایه سنگپوش بطور پیوسته در این ناهمواری گسیخته رخ داد. با این وجود کوتاه بودن این دوره و اقلیم سرد عرضهای بالا ^،گروس^، ماسهای تا حدودی ناهمسان را بوجود آورد. در مناطق گرمسیری، تقسیم شدن گندوانا و رانش دور از قارهها طی 100 میلیون سال گذشته نیز منجر به تجزیه عمقی و پر شدن حوضههای رسوبی فرونشسته و گسلی با آوارهای هوازدگی مزوزوئیک شد. این حوضهها در غرب آفریقا تحت عنوان انتهای قارهای[23] و در آمریکای جنوبی با نام سازند باریراس[24] شناخته میشود. تغییرات اقلیمی پس از میوسن میانی خشکی بسیاری از نواحی گرمسیری را دربرداشته و در برخی مناطق خشک موجب توقف پیشروی جبهه هوازدگی شده است. در جاهای دیگر نیز گرما، رطوبت و باروری زیستی مردهسنگهای جوان با نیمرخهای بارز را ایجاد کردهاند.

شکل 35: شمای واژگان سنگپوش در یک نیمرخ با لاتریت. از Eggleton (2001)
سریعترین هوازدگی به شکلی متناقض احتمالاً در مناطق تکتونیکی رخ میدهد که ترکیبی از بارش زیاد، وجود رسوبات دریایی (سنگ آهک، گریوکها) و سنگهای آذرین اپیترمال به اضافه تنش تخریب کننده تقریباً همه سازندها نفوذ هوازدگی را شدت بخشیده و منجر به نرخ فرسایش بالا میشود (Stallard 1995). با این وجود، دامنههای پرشیب سریعتر فرسایش یافته و از نظر هوازدگی محدود میشوند و از اینرو هوازدگی عمقی نادر است. در مناطق گرمسیری مرطوب زمینهای پرشیب در معرض لغزشهای مکرر بوده و در عمق 6-5 متر سنگپوش ناپایدار میشود. با کاهش ناهمواری و شیب نیمرخهای هوازدگی عمیقتر شده و آستانههای حاکم بر این توازن نیاز به تأمل دارد. مشاهدات نشان میدهد که هر جا شیب تا زیر °20 کاهش یافته باشد، نرخ هوازدگی زیر جنگل میتواند با نرخ فرسایش سنگپوش همگام باشد.
به این ترتیب پدیده هوازدگی عمقی عبارت از تشکیل و باقی ماندن مواد در توازن با محیطهای نزدیک سطح است. این پدیده شامل تجزیه کانیهای موجود در سنگهای تشکیل شده تحت فشار و در نبود گازهای جوی، اسیدهای آلی و موجودات ریز است که همه آنها عامل تغییر شیمیایی هستند. این پدیده همچنین نمایانگر نرخهای نوسانی تخریب در عرض زمان و مکان است. ذخایر عظیم سنگپوش که روی خشکیها وجود دارد حداقل در برخی نواحی بقایای گذشتههای دور میباشد، با این حال فرایندهای هوازدگی تداوم داشته و هر جا که شرایط هوازدگی فراهم بوده و نرخ تخریب پایین باشد، عمیق شدن گوشته هوازدگی رخ میدهد.
References
Bird, M.I., and Chivas, A.R. (1988) Oxygen isotope dating of the Australian regolith, Nature 331,513–516.
Eggleton, R.A. (ed.) (2001) The Regolith Glossary,Cooperative Research Centre for Landscape Evolution and Mineral Exploration (CRCLEME), CSIRO, Australia.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. Jr. (1980) Cratonicerosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
Fookes, P. (ed.) (1997) Tropical Residual Soils,Geological Society Professional Handbook, Bristol:The Geological Society.
Goldberry, R. (1979) Sedimentology of the Lower Jurassicflint clay bearing Mishor Formation, Makhtesh Ramon,Israel, Sedimentology 19, 229–251.
Hall, A.M. (1985) Cenozoic weathering covers in Buchan, Scotland and their significance, Nature 315,392–395.
Lidmar Bergström, K. (1989) Exhumed Cretaceous landforms in south Sweden, Zeitschrift für Geomorphologie NF Supplementband 72, 21–40.
Löffler, E. (1977) Geomorphology of Papua New Guinea, Canberra CSIRO/Australian National University Press.
Mabbutt, J.A. (1965) The weathered land surface of central Australia, Zeitschrift für Geomorphologie NF 9, 82–114.
Migo´ n, P. and Lidmar-Bergström, K. (2001) Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic, Earth Science Reviews56, 285–324.
Millot, G. (1970) Geology of Clays (trans. W.R. Farrand and H. Paquet), London: Chapman and Hall.
Ollier, C.D. (1959) A two cycle theory of tropical pedology, Journal of Soil Science 10, 137–148.
——(1983) Weathering or hydrothermal alteration,Catena 10, 57–59.
Ruxton, B.P. and Berry, L. (1957) Weathering of granite and associated erosional features in Hong Kong, Geological Society of America Bulletin 68, 1,263–1,292.
Sheppard, S.M.F. (1977) The Cornubian batholith, SW England: D/H and 18O/16 studies of kaolinite and other alteration minerals, Journal of the Geological Society of London 133, 573–591.
Smith, B.J. and McAlister, J.J. (1995) Mineralogy, chemistry and palaeoenvironmental significance of an early Tertiary Terra Rossa from Northern Ireland: a preliminary review, Geomorphology 12, 63–7
Stallard, R.F. (1995) Tectonic, environmental and human aspects of weathering and erosion, Annual
Review of Earth and Planetary Sciences 23, 11–39.
Taylor, G.R. and Eggleton, A. (2001) Regolith Geology and Geomorphology, Chichester: Wiley.
Taylor, G.R., Eggleton, R.A., Holzhauer, C.C.,Maconachie, L.A., Gordon, M., Brown, M.C. and McQueen, K.G. (1992) Cool climate lateritic and bauxitic weathering, Journal of Geology 100, 669–677.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.

MICHAEL F. THOMAS (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DEFLATION - بادفرسایی
فرایندی که بوسیله آن باد مواد ریز را از سطح ساحل (شنی) یا بیابان میزداید. با فروکش کردن بادفرسایی ذرات بزرگتر بر جای مانده و میتواند موجب تشکیل زره و سنگفرش بیابانی[25] شود. بادفرسایی از سطوح به شدت عاری از گیاه میتواند به تشکیل عوارض مختلف فرسایش بادی شامل کفههای سخت و یاردانگها[26] منجر شود.
A.S. GOUDIE     (ترجمه: سیدجواد حسینی)

DEGLACIATION – یخچالزدایی
یخچالزدایی به معنای دوره زمانی عدم پوشش خشکی یا آب بوسیله یخ به علت عقبنشینی یخچالها معمولاً در اثر تغییر اقلیم است در حالیکه اصطلاح یخچالزایی به معنای دوره پوشش زمین بوسیله یخ است. یخچالزدایی هم با عقبنشینی گسترده تودههای یخ یخچالی قارهای یا منطقهای (یخچالزدایی بزرگ مقیاس) بویژه طی فازهای یخچالزایی در پلیوستوسن و هم عقبنشینی یخچالی در طول نویخچالزایی هولوسن از قبیل عصر یخبندان کوچک (یخچالزایی کوچک مقیاس) در ارتباط است.
یخچالزایی بواسطه تغییر اقلیم (بلند مدت) یا تنوع اقلیمی (کوتاه مدت) که به علت تغییرات بارش (انباشتگی) برف در طول زمستان موازنه جرمی یخچالی و در طول تابستان (ذوب برف) موازنه انرژی را (از قبیل دما، تابش، آزاد شدن گرمای نهان) تحت تأثیر قرار میدهد، آغاز میشود. افزایش ورودی انرژی تابستان فرساب (ذوب یخ)[27] را افزایش داده و موجب واکنش سریع در قالب عقبنشینی پیشانی یخچالی میشود. واکنش دینامیک یخچال به علت موازنه جرم[28] یخچال موجب تغییرات جریان یخ (جابجایی تودهای) از قسمت انباشتگی به سمت ناحیه فرساب در پایین شده و به پیشروی یا پسروی پیشانی یخچالی منجر خواهد شد. موقعیت پیشانی یخچالی پس از یک دورزه زمانی مشخص موسوم به زمان واکش و زمان پاسخ به این واداشت واکنش نشان خواهد داد. زمان واکنش در قالب فاصله زمانی بین زمان وقوع تغییرات موازنه جرم و نخستین پاسخ دینامیک مشهود پیشانی یخچالی تعیین شده و زمان پاسخ طولانیتر نشان دهنده دوره ثبات یخچال تا موازنه جرم جدید است. این مقیاسهای زمانی مرتبط با دینامیک یخچال و هندسه آن بوده و میتواند از چند سال در مورد یخچال(های) درهای کوچک تا چند صد یا حتی هزاران سال برای زبانههای صفحات یخچالی متغیر باشد. هندسه و هیپسومتری (توزیع مساحت- ارتفاع) یخچالها برای پاسخ آنها حائز اهمیت است. برای مثال چنانچه ارتفاع خط تعادل (ELA)[29] به علت اقلیم گرم تا 100 متر بالاتر برود، افزایش مساحت تحت تأثیر ذوب بیشتر در مورد یخچالهای پهن هموار بیشتر و در مورد یخچالهای باریک پرشیب کمتر خواهد بود. ورودی بالای انرژی تابستان موجب عقبنشینی سریع پیشانی یخچالی و جابجایی به تدریج کند یخ در طول زمان شده و تقریباً همیشه موجب یخچالزدایی میشود. طی دهههای اخیر چند مدل موازنه انرژی در پیوند با مدلهای دینامیک یخچالی تهیه شده که شبیهسازی مکانی و زمانی عقبنشینی یخچالی به علت انواع و درجات مختلف واداشت اقلیمی را مقدور میسازد (برای مثال، Oerlemans 2001) (شکل 36).

شکل 36 موقعیتهای پیشانی یخچالی در زبانه یخچالی Nigardsbreen، جنوب نروژ (از Oerlemans 2001). این موقعیتها با استفاده از یک مدل ترکیبی موازنه جرم دینامیک یخچالی بدست آمده است.
به این ترتیب نرخ یخچالزدایی وابسته به اقلیم و توپوگرافی است. در طول یخچالزدایی یخچالهای منتهی به خشکی معمولاً کم ضخامت و پهنتر میشوند و یخچالهای منتهی به دریا پیشانی پیشرونده پرشیب خود را حفظ خواهند کرد ولی کم ضخامتتر شده و بسیار سریعتر از یخچالهای منتهی به خشکی عقبنشینی میکنند. چنانچه یخچال در آب نشسته باشد، کاهش جریان جرمی میتواند موجب شود تا نیروهای شناوری بخشهایی از پیشانی یخچالی را بالا ببرند که این به نوبه خود منجر به جدا شدن تودههای یخ از پیشانی یخچالی میشود. یک چنین عقبنشینی سریع یخ در نواحی فیوردی عمیق غرب اسکاندیناوی طی یخچالزدایی صفحه یخچالی ویشسلین رخ داده است (برای مثال؛ Sollid and Reite 1983).
تغییرات دمایی بالا در پلیوستوسن موجب فازهای یخچالزدایی متعدد در نیمکره شمالی شده است (شکل 37). بر اساس دانش کنونی طی دوران پلیوستوسن بیش از چهل مرحله یخچالزایی و یخچالزدایی وجود داشته و آخرین مرحله یخچالزدایی بواسطه افزایش سریع دما رخ داده است. دمای میانگین هولوسن حدود C° 13-10 گرمتر از متوسط دما طی شرایط یخچالی کامل بوده است (شکل 37 و 38). بر اساس مغزههای یخی گرینلند چندین تغییر سریع موسوم به رویدادهای دانسگارد- آسشر طی آخرین یخچالزایی مشاهده شده است (Dansgaard 1993). همه این مغزهها نشان دهنده یک افزایش دمای بینهایت سریع حدود 10 درجهای طی تنها یکصد سال هستند که پس از آن یک دوره سرمایش طی چند صد سال حکمفرما بوده است. در حدود 10 هزار سال قبل دما دوباره به سرعت افزایش یافت و در سطح دمای هولوسن پایدار شده و موجب یخچالزدایی سریع شد. مکانیزمهای واداشت برای این تغییرات دمایی بزرگ طی دورههای زمانی کوتاه مورد بحث قرار گرفته ولی هنوز شناخته نشده است. در طول هولوسن گرمترین دوره در اوایل هولوسن میانی بود و در بسیاری از مناطق کوهستانی یخچالها احتمالاً در دوره 6-8 هزار سال قبل بیوقفه ذوب شدند. اقلیم از حدود 3 هزار سال قبل سردتر شده و افزایش یخچالها در نواحی کوهستانی مرتفع جهان آغاز شد (نو یخچالزایی) و بین قرن سیزدهم و حدود 1750 در اروپا (برای مثال؛Nesje et al. 2000) یا حدود یکصد سال بعد در برخی مناطق جهان به اوج خود رسید. این دوره تحت عنوان عصر یخبندان کوچک شناخته میشود.

شکل 37 تغییرات دما طی پلیوستوسن و هولوسن، نشان دهده فاز یخچالزایی و یخچالزدایی (با تغییرات از Siegert 2001)

سپس یخچالزایی تا زمانهای اخیر در بسیاری از محیطهای یخچالی جهان حکفرما بوده است. در برخی مناطق کوهستانی با یخچالهای درهای و سیرکی از قبیل کوههای آلپ که عقبنشینی یخچالی از اواسط دهه 1800منجر به کاهش حدود 50 درصدی حجم یخ شده است (برای مثال؛ IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/ WMO 2001)، عقبنشینی تودهای گسترده بوده است. از دهه 1990 یک یخچالزدایی سریع در بسیاری از نواحی آلپی و برخی نواحی قطبی مشاهده شده است (Arendt et al.2002; Meier and Dyurgerov 2002) و به گرمایش جهانی نسبت داده شده است. یخچالزدایی بزرگ مقیاس منجر به کاهش وزن روی تودههای خشکی شده برآمدگی زمین را در پی داشت. در عین حال دوب شدن یخ یخچالها سطح دریا را وادار به بالا آمدن کرد. بنابراین یخچالزدایی بزرگ مقیاس همواره در ارتباط با ظهور خشکی و بالا آمدن سطح آب دریاها است (see ISOSTASY; EUSTASY). طی حداکثر گسترش صفحه یخی ویسشلین سطح دریاهای جهان حدود 120 متر پایینتر از مقدار امروزی بود و در آخرین مرحله یخچالزدایی ویسشلین ناحیه یخچالزدایی شده از جمله در اسکاندیناوی بالاآمدگی مطلق زمین (خشکی) را در پی داشت. باتنیای مرکزی پس از این یخچالزدایی تا بیش از 800 متر نمایان شده است. برآمدگی زمین همواره خطوط ساحلی با عوارض مربوطه از قبیل پشتههای ماسهای و سکوهای سایشی ساحلی را پدید میآورد که نشان دهنده حدود دریا طی یک دوره زمانی مشخص است. رابطه مکانی بین نرخ برآمدگی زمین و حدود دریا برای سنیابی نسبی (ن.ک به DATING METHODS) عوارض مرتبط با پسروی یخ بکار رفته است. علاوه بر این، برآمدگی خشکی منجر به آشکار شدن کف دریای قبلی پوشیده شده بوسیله رسوبات عمدتاً غنی از رس دریایی در سطح خشکی می-شود. نواحی پوشیده از رسهای دریایی در مناطق یخچالزدایی از قبیل اسکاندیناوی و کانادا فراوان است. داشتن محتوای مغذی بالا و قابلیت کشت بالای این مناطق جذب کننده ساکنین اولیه و کشاورزان بوده است. با این وجود این رسوبات بسیار نامنسجم بوده و از اینرو یخچالزدایی بیشتر مستعد تشکیل آبکندها و زمینلغزشها است (ن.ک به LANDSLIDE; QUICKCLAY).
دوره یخچالزدایی همچنین دوره انباشتگی رسوب بوسیله یخ یخچالها و آب حاصل از ذوب است. یخچالزدایی یک فرایند پیوسته نمیباشد. بویژه طی مرحله اولیه یخچالزدایی پسروی حاشیههای یخی دائماً متوقف شده (^،رکود^،) یا به علت تغییر اقلیم کوتاه مدت پیشرویهای مجدد کوچک رخ میدهد. دورههای زمینشناسی دریاس جوان و پرپورال مثالهایی از این قبیل تغییرات اقلیمی کوتاه مدت هستند که به لحاظ مورفولوژی با عوارض یخچالی تقریباً سراسر فنلاند جنوبی، سوئد مرکزی و سواحل نروژ میتوان آنها ردیابی کرد (شکل 38).
نوع سیستم یخچالی خشکی (ن.ک به قاب 33) طی فازهای یخچالزدایی وابسته به این است که آیا پیشانی یخچالی به آب (دریا/ دریاچه) منتهی میشود یا به خشکی، همچنین به سرعت آزاد شدن خشکی (نرخ یخچالزدایی) و اینکه در طول یخچالزدایی کدام رژیم دمایی یخچالی (رژیم گرمایی یخچالی) حاکم بوده است (همچنین ن.ک بهBenn and Evans 1998) بستگی دارد. پسروی سریع زبانهها یا لختههای یخچالی منجر به بیرون آمدن عوارض زیریخچال از قبیل سطح شیاردار یا پشتههای بیضوی میشود. این عوارض زیریخچالی معمولاً نشان دهنده آخرین جهت حرکات یخچالی هستند. چنانچه یخچالزدایی در یک محیط همیشه یخ بندان رخ بدهد، بخشهایی از محدودههای حاشیه یخچالی میتواند سرد بنیان (به عبارتی تا سنگ بستر یخ زده) باشد. در چنین محیطهایی یخچالها میتوانند رسوبات و عوارض حاصل از دورههای یخچالزایی و یخچالزدایی پیشین را حفظ کنند. پسروی کند و یا رکود موقت پیشانی یخچالی عوارض حاصل از انباشت مواد یخچالی یعنی یخرفتهای نهایی را بوجود میآورد.

شکل 38: الگوی عقبنشینی یخچالی یخچالزدایی ویشسلین در فنوسکاندیا پس از آخرین حداکثر یخچالی (LGM, 22 ka) و آغاز هولوسن (c.10 ka) (برگرفته از Kleman et al. 1997).
یخچالها طی فازهای رکود چند متر در طول زمستان پیشروی کرده و در تابستان به علت تغییرات فرساب عقبنشینی میکنند. پیشرویهای زمستانه مقداری یخرفت سالانه ایجاد میکند. این یخرفتهای ایجاد شده در زیر آب در محیطهای دریایی دگیر[30] و در محیطهای دریاچهای کوهستانی یخرفتهای عرض درهای گفته میشود. این قبیل یخرفتها اغلب یک توالی از عوارض را بوجود میآورند که بازسازی دورههای یخچالی کاربرد دارد. حاشیههای یخچالی در محیطهای همیشه یخبندان سرد بنیان هستند. در این محیطها در طول پایه یخچالی شرایط یخبندان مطلق حاکم بوده (برای مثال؛ Boulton 1972)، حاشیه یخچالی را وادار به انباشتگی در محدوده پیشانی یخچالی میکند. بنابراین حرکت یخ و ذوب سطحی منجر به انباشتگی رسوبات یخچالی در سطح یخچال میشود. اگر ضخامت این لایه بیشتر از ضخامت لایه فعال محیط باشد (ن.ک به PERMAFROST)، یخ زیر این لایه حفظ شده از فرساب بیشتر جلوگیری میکند. این یخرفتهای هسته یخی میتوانند طی دورههای طولانی یخچالزدایی دوام بیاورند. چنانچه ضخامت لایه فعال افزایش یافته یا مثلاً بوسیله فعالیتهای رودخانهای فرسایش یابد، هسته یخی دوب شده و یخرفتهای پشتهای مجاور پیشانی یخچالی و یک مرز مشخص دور از یخچال را بر جای میگذارد. یخرفتهای هسته یخی نهشته شده روی زمینهای پرشیب میتوانند به خزش ادامه داده و عوارض شبیه یخچال سنگی[31] را بوجود آورند. چنانچه پیشانی یخچالی منتهی به آب باشد، بخش عمده رسوب جابجا شده در آب حاصل از ذوب یخچالی در مجاورت پیشانی یخچالی نهشته شده و دلتاهای مماس با یخ را بوجود میآورد. وقتی این دلتاها تا سطح آب آمده باشند نشان دهنده سطح دریا طی مرحله یخچالزدایی خواهند بود. بویژه طی مراحل آخر یخچالزدایی س بخشهایی از یخرودها میتواند از قمست فعل یخچالها جدا شود که این منجر به قطع جریان یخچال شود و به این ترتیب کاهش یخ مرده رخ میدهد. در این شرایط یخ میتواند بوسیله مثلاً رسوبات یخرفتی- رودخانهای مدفون شود. ذوب شدن این پیکرههای یخی موجب تشکیل عوارض خاص یخ مرده شامل زمینهای پشتهای نامنظم و دیگچالها[32] میشود. در کلاهکهای یخی سرد آب حاصل از ذوب اغلب در امتداد حاشیههای یخچالی جریان یافته و آبراهههایی را شکل میدهد که نشانه سطح یخ طی فازهای یخچالزدایی هستند. انبوه آبراهههای پی در پی در امتداد دامنهها نشان دهنده پایین آمدن سطح یخ و شیب سطح یخچال در طول فازهای مختلف یخچالزدایی است.

عکس33: عکس هوایی مایل، زمینهای اخیراً یخچالزدایی شده اریکبرین در اسپتیزبرگن شمالی (از Etzelmüller et al. 1996).

در صفحات یخی قارهای یخ الزاماً منطبق بر موقعیت خط تقسیم ناهمواری زیربنای صفحه یخی تقسیم نمیشود. در طول یخچالزدایی خطوط تقسیم آب اغلب پیش از ناپدید شدن کل یخ عاری از یخ میشود. گاهی اوقات این یخ زهکشی را مسدود کرده و از اینرو دریاچههای سد یخی شکل میگیرد که در آبریزهای محلی یا منطقهای زهکشی میشود. رسوبات و عوارض دریاچهای مربوطه از قبیل خطوط ساحلی همانند یخرفتهای نهایی شاهد دورههای یخچالزدایی هستند. طغیانهای ناگهانی دریاچههای یخچالی در زبان ایسلندی جاکولهاپ[33] نامیده میشود. در بسیاری از نواحی کوهستانی مرتفع از قبیل آسیای مرکزی، یخچالزدایی یخچالهای درهای منجر به ایجاد دریاچه بین پیشانی یخچالی و یخرفتهای نهایی میشود که اغلب دارای هسته یخی هستند. این دریاچهها ناپایدار بوده و طغیانهای آنها تحت عنوان سیلابهای طغیانی دریاچه یخچالی (GLOF)[34] مخاطرهای بالقوه برای درهها و سکونتگاهها و زیرساختهای پایین دست به شمار میآید. همین خطر در مورد وضعیتی که در آن یخچالهای درهای زهکشی درههای کوچک جانبی را مسدود میکنند نیز وجود دارد.
پژوهش درباره یخچالزدایی روی مسائل ذیل متمرکز است؛ 1- تعیین زمان شروع یخچالزدایی، 2- نرخ یخچالزدایی و 3- تغییر توزیع مکانی پیکره یخی در طول فازهای مختلف یخچالزدایی. دانشمندان از دیرباز روی مسئله تعیین زمان شروع و نرخ یخچالزدایی بوسیله سنیابی عوارض مرتبط با حاشیههای یخچالی خشکی یا دریایی/ دریاچهای (ن.ک به DATING METHODS) و تحلیل توالی رسوبی تشکیل دهنده این عارضهها متمرکز هستند. مغزهبرداری از رسوبات دریایی حاشیههای قارهای و حوضههای اقیانوسی عمیق اطلاعات پیوستهای درباره فازهای یخچالزایی و یخچالزدایی در طول پلیوستوسن آشکار کرده است (برای مثال؛ Elverhøi et al. 1995). گاهشماری نو یخچالزایی هولوسن بوسیله تحلیل مغزه حوضههای رسوبی محلی از قبیل دریاچههای حاصل از ذوب یخچالها مشخص شده است (برای مثال، Karlén 1976). توزیع فضایی پیکرههای یخ در طول فازهای یخچالزدایی اغلب از طریق تهیه نقشه ژئومورفولوژی عوارض یخچالی در کنار روشهای سنیابی تعیین میشود. تشخیص آخرین گستره عمودی یک صفحه یخی در محدوده انباشتگی آن به دلیل نبود عوارض بارز به علت شتابهای یخچالی پایین و اغلب یخ سرد در زونهای انباشتگی صفحات یخی دشوار میباشد. اخیراً ظهور سنیابی با استفاده از ایزوتوپهای کیهانی ابزاری مناسب در این زمینه شناخته شده است.
یخچالزدایی به مسئلهای مهم برای سکونتگاهها و توسعه پایدار در محیطهای کوهستانی مرتفع تبدیل شده است. بویژه در بسیاری از نواحی نیمه خشک از قبیل دامنههای شرقی کوههای آند و رشتههای کوهستانی آسیای مرکزی یخچالها به عنوان ذخایر آب شیرین عمل میکنند و بنابراین آب حاصل از ذوب یخچالها برای آبیاری و تأمین آب مهم است. یخچالزدایی منجر به افزایش متناوب رواناب میشود. با این وجود به علت افت این ذخیره آب (یخچال) موجودی آب در بلند مدت کاهش خواهد یافت.
References
Arendt, A.A., Echelmeyer, K., Harrison, W.D, Lingle, C.S. and Valentine, V.B. (2002) Rapid wastage of Alaska glaciers and their contribution to rising sea level, Science 297, 382–386.
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciations, London: Arnold.
Boulton, G.S. (1972) The role of thermal regime in gla- cial sedimentation, Institute of British Geographers. Special Publication 4, 1–19.
Dansgaard, W.E.A. (1993) Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record, Nature 364, 218–220.
Elverhøi, A., Anderson, E.S., Trond, D., Hebbeln, D., Spielhagen, R.F., Srendsen, J.I. et al. (1995) The growth and decay of late Weichselian ice sheet in western Svalbard and adjacent areas based on prove- nance studies of marine sediments, Quaternary Research 44, 303–316.
Etzelmüller, B., Hagen, J.O., Vatne, G., Ødegård, R.S. and Sollid, J.L. (1996) Glacier debris accumulation and sediment deformation influenced by permafrost, examples from Svalbard, Annals of Glaciology 22, 53–62.
IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/WMO (2001) Glacier Mass Balance, Bulletin No. 6, Haeberli, W., Frauenfelder, R. and Hoelzle, M. (eds) World Glacier Monitoring Service, University of Zurich and ETH Zurich.
Karlén, W. (1976) lacustrine sediments and tree-limitvariations as indicators of Holocene climatic fluctuations in Lappland, northern Sweden, Geografiska Annaler 58A, 1–34.
Kleman, J., Hättestrand, C., Borgström, I. and Stroeven, A.P. (1997) Fennoscandian palaeoglaciology reconstructed using a glacial geological inversion model, Journal of Glaciology 43(144), 283–299.
Meier, M. and Dyurgerov, M. (2002) How Alaska affects the world, Science 297, 350–351.
Nesje, A., Dahl, S.O., Andersson, C. and Matthews, J.A. (2000) The lacustrine sedimentary sequence in Sygneskardvatnet, western Norway: a continuous, high-resolution record of the Jostedalsbreen ice cap during the Holocene, Quaternary Science Reviews 19, 1,047–1,065.
Oerlemans, J. (2001) Glaciers and Climate Change, Lisse: A.A. Balkema.
Siegert, M.J. (2001) Ice Sheets and Late Quaternary Environmental Change, Chichester: Wiley.
Sollid, J.L. and Reite, A. (1983) Central Norway, glaciation and deglaciation, in J. Ehlers (ed.) Glacial Deposits in North-west Europe, 41–59, Rotterdam: Balkema.

A.S. GOUDIE (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DELL- دل
درههای کوچک بالادست رودخانه که مشخصاً مسدود با رسوب و باتلاقی هستند. دلها همواره در رأس تنگههای عمیق سطوح فلاتی تشکیل شده و ممکن است مشابه دامبوها[35] باشند. روی مساهسنگهای فلات وارونورای نیو ثاوث ویلز استرالیا دلهای چشمگیری شکل گرفته است (Young 1986). این عوارض همچنین در بسترهای ائوسن نیو فارست جنوب انگلستان شناخته شدهاند که در آنجا این درهها میتوانند منشأ پیش از یخچالی داشته و شاخههای فرعی درههی خشک کوچک را شکل بدهند (Tuckfield 1986).
References
Tuckfield, C.G. (1986) A study of dells in the New Forest, Hampshire, England, Earth Surface Processes and Landforms 11, 23–40.
Young, A.R.M. (1986) The geomorphic development of dells (upland swamps) on the Woronora Plateau, N.S.W., Australia, Zeitschrift für Geomorphologie NF 30, 317–327.

A.S. GOUDIE   (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DEMOISELLE - دودکش جن
اصطلاح فرانسوی بکار رفته برای توصیف ستون زمینی سوزنی شکل متشکل از سنگ فرسایش یافته با کلاهکی از یک تخته سنگ بزرگ. توده کلاهکی معمولاً مقاومت بیشتری نسبت به مواد زیرین داشته و بنابراین موجب حفاظت از آن در مقابل فرسایش (غالباً آبی) شده و همچنین به حفظ استحکام عمودی آن کمک میکند. دمویزلها معمولاً در نواحی آلپی متشکل از برشهای آتشفشانی به شدت هوازده یا تیلهای یخچالی مشاهده میشوند. این اصطلاح مشتق شده از واژه فرانسوی ^،دوشیزه جوان^، است و معمولاً در سراسر آلپهای فرانسه بکار میرود. اصطلاح cheminée de fees (دودکش جن) نیز همواره به جای دمویزل بکار میرود، در حالیکه مترادف آمریکایی آن Hoodoo است.
STEVE WARD (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DENDROCHRONOLOGY - گاهشماری درختی
گاهشماری درختی مطالعه حلقههای درختی سالانه است که در آن بررسیها مبتنی بر اندازهگیری تغییرات عرض حلقهها در اثر تغییرات اقلیمی و محیط در زمان تشکیل آنها است. تعداد حلقهها و عرض آنها زمان تقویمی دقیق سالهای شکلگیری حلقهها و مبنای کاربردهای پژوهشی مختلف را فراهم میآورد.
از جمله شاخههای مشمول این کاربردهای عبارتند از؛ اقلیمشناسی درختی، باستان شناسی درختی، پژوهشهای تاریخ هنر، تاریخ، بومشناسی درختی و شاخههای مرتبط با ژئومورفولوژی درختی، یخچالشناسی درختی، هیدرولوژی درختی، برفشناسی درختی (پژوهشهای برف و یخ)، آتششناسی درختی (آتشسوزیها) و لرزهشناسی درختی. گاهشماری حلقههای درختی برای تنظیم مقیاس زمانی رادیوکربن نیز کاربرد دارد.
داگلاس (Douglass) پتانسیل حلقههای درختی را برای تحلیلهای اقلیمی در 1919 مورد بحث قرار داد ولی تا سال 1953 با کشف کاجهای 4 هزار ساله بریستلکون[36] این تکنیک چندان مورد توجه واقع نشده بود. تا اواخر این قرن با انطباق الگوهای عرض حلقههای درختی زنده و درختان مرده گاهشماریهای تا حدود 10 هزار سال را پوشش داده وگاهشماری درختی در سراسر جهان با وجود محدودیت این روش در مناطق گرمسیری برای پژوهشهای تغییر اقلیم بکار رفت.
روشهای مورد استفاده در این تکنیک شامل استخراج برش از ساقه یا روش رایجتر و کم آسیبتر جمعآوری مغزههای چوبی با مته 5 میلیمتری است. این مغزهها معمولاً به یک پایه چوبی چسبانده میشود بطوری که جهت لایهها عمود بر این پایه است و جلا زده میشود تا ساختار حلقهها برای اندازهگیری عرض آنها به راحتی دیده شود.
مغزهگیری موجب آسیب مکانیکی شده و بنابراین کسب اجازه پیش از نمونهگیری ضروری است و هر چیزی که مانند الوار ارزشمند باشد نباید از آن مغزهگیری نمود. با این وجود، درختان سوراخها را ترمیم کرده و اغلب مواد ضد کشنده قارچ ترشح میکنند که عموماً آسیب را محدود میکند؛ آسیبها رشد موضعی را شدت بخشیده و سوراخها طی چند سال ترمیم میشوند. مطالعات نشان داده که سوارخ مغزه باید آزاد گذاشته شده و نباید با چیزی مسدود شود زیرا این موجب ایجاد موجودات بیگانه شده و مانع فرایند ترمیم میشود.
یک حلقه درختی سالانه معمولاً دو مرحله رشد دارد. مخروطیها در آغاز فصل رویش و رشد سلولهای چوبی اولیه بزرگ کمرنگ با دیواره نازک را بوجود میآورند و با نزدیک شدن به انتهای فصل بیش از پیش سلولهای چوبی تازه کوچک تیره با دیواره ضخیم را شکل میدهند. درختان سخت چوب انواع اشکال حلقهها را دارند. درختان سالم و شکوفا حلقههای هم مرکز با عرضهای تقریباً برابر را ایجاد خواهند کرد در حالیکه الگوی حلقههای درختان معیوب غیر هم مرکز خواهد بود و حلقههای درختی باریک با رشد متغیر خواهند داشت. درختان روی دامنهها دائماً خمیده بوده و تنه اصلی گونههای برگریز به سمت پایین جابجا شده و تنه اصلی مخروطیها به طرف بالای دامنه کشیده میشود (نکتهای که هنگام مغزهگیری از درختان خمیده باید مدنظر قرار گیرد).
مسائل مرتبط با این تکنیک جدا از مسائل ناشی از بیقاعدگیهای رشد، بواسطه رشد غیریکنواخت سلولها در اثر شرایط مختلف میباشد و در ضمن وقفه یا وقوع شکلگیری عادی سلولها تنها در قسمتی از تنه منجر به نبود حلقهها میشود. از طرفی یخبندان و خشکسالی یا سایر رویدادهای مانع رشد منجر شونده به سلولهای تیره موجب شکلگیری حلقههای کاذب میشود که رشد عادی بعدی پیش از رشد چوب تازه تیره واقعی نشان دهنده پایان فصل رویش میباشد. این پیچیدگیها را میتوان بوسیله سنیابی تطبیقی[37] تسهیل نمود.
سنیابی تطبیقی با تطبیق عرض حلقههای نمونه با استفاده از آزمونهای چشمی و آماری حاصل میشود. در این روش معمولاً حداقل دو مغزه از هر درخت گرفته میشود بطوری که بتوان آنها را برای بررسی حلقههای مفقوده یا کاذب سنیابی تطبیقی نمود و هر جا که هیچ نوع حلقهای وجود نداشته باشد از شعاعها میانگین گرفته میشود تا رشد متوسط سالانه حلقه بدست آید. سپس نمودارهای میانگینهای مربوط به هر کدام از درختان مقایسه سنیابی تطبیقی شده و یک نمودار اصلی برای محدوده مورد نظر تهیه میشود.
عمق نمونه (تعداد درختان نمونهگیری شده) در گذر زمان تغییر خواهد کرد که این کیفیت گاهشماری را تحت تأثیر قرار میدهد. در نتیجه هر جا که کمتر از سه درخت برای پشتیبانی از منحنی میانگین وجود داشته باشد گاهشماریها ناقص بوده و در مورد نتایج اقلیمی معتبر منحنیها باید دربردارنده حداقل مطلق ده درخت در محل باشند ولی تعداد 30 درخت یا بیشتر مطلوب است. جایی که عمق نمونه حائز اهمیت است این اطلاعات باید روی نمودارهای عرض حلقهها گنجانده شود.
تکنیک مورد بحث بواسطه ظهور پردازش کامپیوتری که رقومی کردن اندازهگیریهای عرض حلقهها، ترسیم سریع و مقایسه نمودارها، اعمال سریغ آمارهای چند متغیره و چگالی سنجی رادیویی تراکم چوب را مقدور میساخت متحول شد. چگالی سنجی رادیویی مبتنی بر تحلیل اشعه ایکس تغییرات تراکم سلولها است و بویژه در مطالعات اقلیمی با هدف برجستهنمایی واکنشهای حساس تراکم سلولها به تغییرات دمایی کاربرد دارد. این روش همچنین برای تحلیل رشد گونههای گرمسیری بکار میرود چرا که این گونهها به جای تشکیل همیشگی حلقههای درختی ممکن است زونهای رشد منعکس کننده پرآبی یا خشکسالی نامنظم را بوجود آورند.
پیش از ورود کامپیوتر به این عرصه، اندازهگیریها با دست انجام شده و یکی از شیوههای سنیابی تطبیقی استفاده از ^،ترسیم کالبد [درخت]^، بر مبنای شمارش حلقهها، سنجش چشمی درصد نسبی عرض حلقهها و تعیین سالهای رویداد بود. نمودارهای کالبد سنیابی و خلاصهای دیداری از اثرات رویدادهای زیستمحیطی را بدون نیاز به اندازهگیری دقیق عرض حلقهها را فراهم میسازند. جایی که ارزیابی سریع تعداد محدودی نمونه ضرورت داشته باشد، این روشی مفید برای نشان دهنده رویدادهای بزرگ و روندهای رشد خواهد بود.
جدا از اثرات رویدادهای ناگهانی بر رشد درختان، در اثر تغییرات تدریجی اقلیم رشد درختان با تغییرات تدریجی مواجه شده یا با مسن شدن درخت دچار کاهش طبیعی میشود. اثر کاهش طبیعی عرض حلقهها معمولاً با استانداردسازی (روند زدایی) عرض حلقهها با استفاده از فنون مختلف کنار گذاشته میشود. استانداردسازی جدا از حذف روندهای سن درختان، ضمن حذف روندهای اقلیمی نشان داده شده از طریق میانگینهای دادههای متوسط عرض حلقهها بر سالهای رویداد تأکید میکند.
Further reading
Cook, E.R. and Kairiukstis, L.A. (eds) (1990) Methods of Dendrochronology: Applications in the Environmental Sciences, Dordrecht: Kluwer Academic Publishers.
Esper, J. and Gartner, H. (2001) Interpretation of treering chronologies, Erdkunde 55, 277–288.
Schweingruber, F.H. (1989) Tree Rings: Basics and Applications of Dendrochronology, Dordrecht: Kluwer Academic Publishers.
Schweingruber, F.H., Eckstein, D., Serre-Bachet, F. and Braker, O.U. (1990) Identification, presentation and interpretation of event years and pointer years in dendrochronology, Dendrochronologia 8, 9–38.

VANESSA WINCHESTER                   (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DENDROGEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی درختی (گاهشناسی درختی)
ژئومورفولوژی درختی مبتنی بر تحلیل رشد سالانه حلقههای درختان یا گیاهان چوبی و اشکال رشد آنها است. این شاخه برای بررسی جنبههای مکانی و زمانی فرایندهای سطح زمین که در طول هولوسن در مقیاس زمانی سالانه یا قرن فعالیت داشتهاند بکار میرود.
تکنیک مورد بحث کاملاً وابسته به اقلیمشناسی درختی بوده و تا حد زیادی از همان روشهای مربوط به گاهشماری درختی استفاده میکند. کاربردهای این تکنیک شامل تعیین نرخ تغییر و فراوانی رگبارها، سیلابها، طغیانهای دریاچهای، تغییرات آبراههها، یخبندانها و زبانههای یخی، حرکات یخچالی، بهمنهای برفی (ن.ک به AVALANCHE, SNOW) حرکات تودهای و آتشسوزیها و نشان دادن روابط رویدادها با اقلیم است. علاوه بر این، حلقههای درختی میتواند بایگانی رویدادهای غیرمرتبط با اقلیم از قبیل فورانهای آتشفشانی، زمینلرزهها و سونامیها، مدیریت محیط زیست، فشردگی خاک، تغییرات سفره آب، تغییرات آلودگی و ورود آبهای شور را فراهم آورد.
روشهای مورد استفاده از ژئومورفولوژی درختی متفاوت از روشهای مربوط به گاهشماری درختی شامل مطالعات سن، کالبد شناسی، ریختشناسی و ساختار ریشه، ساقهها و تاج درختان میباشد. الگوی حلقه ریشهها برای تعیین زمان رسوبگذاری یا فرسایش رسوب قابل بکارگیری است. درختان با ایجاد ریشههای نابجا (فرعی) به افزایش عمق خاک پاسخ داده، جابجایی خاک موجب خمیدگی ساختار ریشهها میشود و فرسایش موجب آشکار شدن ریشهها میشود. تعداد حلقهها زمان وقوع ساختارهای ریشه، خمیدگیها و سن قسمت سطحی تنه را مشخص میکند در حالیکه سن و فاصله بین این اجزاء مقیاس رویدادها را نشان میدهد. الگوهای غیر هم مرکز حلقهها جایی شکل میگیرد که بخشی از ریشهها آشکار شده یا فرسایش آنها را به نزدیک سطح آورده باشد. تغییرات الگوها با حمایت تغییرات ساختارهای سلولها قابل سنیابی است. پیش از نمونهگیری از ریشههای مدفون یا آشکار شده باید همه ویژگیهای مربوطه از قبیل موقعیت و جهت سیستم ریشههای اصلی و فرعی (نابجا)، فاصله تا سطح زمین، پوشش گیاهی و نوع خاک ثبت شود.
تنههای تغییر شکل یافته بواسطه تغییرات محلی الگوهای غیر هم مرکز را بوجود میآورد. صفحات یا مغزههای گرفته شده هم در جهت فشار و هم در زوایه درست زمان شروع غیر هم مرکز شدن را مشخص کرده و جهت الگوها اطلاعات مربوط به جهت تغییرات را فراهم میآورد. آسیبهای وارده به تنه یا ریشه جای آسیب با رشد محلی تشدید یافته را ایجاد میکند. مغزه گرفته شده از محدوده آسیب ندیده نزدیک جای آسیب (ولی با اجتناب از بافت تجدید شده) تعداد سالهای سپری شده بعد از آسیب را نشان خواهد داد.
توسعه تاج درختان اطلاعات مربوط به رقابت، وقایع باد و طوفان، پوشش برف و سلامتی درخت را فراهم میآورد.
جایی که سن سطحی مد نظر باشد مسائل اصلی ژئومورفولوژی درختی تعیین سن کلی درخت و طول زمان صرف شده برای استقرار درخت در یک سطح به تازگی آشکار (برهنه) شده است. شمارش حلقه از روی مغزهها تنها سن درخت بالای نقطه مغزهگیری را نشان داده و بنابراین برای تعیین سن کلی باید تعداد سالهای رشد زیر این قسمت مشخص شود که یکی از روشهای مربوطه بریدن صفحه از تنه نزدیک سطح زمین تعدادی درخت کوچک در حال رشد در طیفی از محیطهای خرد محلی و ارتباط دادن ارتفاع درختان با سن آنها و محاسبه رشد متوسط برای بدست آوردن نسبت ارتفاع برای آن محل است. بررسی زمان نشاء یا نوبومگیری (استقرار) مستلزم مبنای سنیابی دیگری است.
Further reading
Gartner, H., Schweingruber, F.H. and Dikau, R. (2001) Determination of erosion rates by analysing structural changes in the growth pattern of exposed roots,
Dendrochronologia 19, 81–91.
Schweingruber, F.H. (1996) Tree Rings and Environment Dendroecology, Berne: Paul Haupt.
Strunk, H. (1997) Dating of geomorphological processes using dendrogeomorphological methods,
Catena 31, 137–151.
Winchester, V. and Harrison S. (2000) Dendrochronology and lichenometry: an investigation into colonization, growth rates and dating on the east side
of the North Patagonian Icefield, Chile, Geomorphology 34, 181–194.

VANESSA WIN CHESTER                  (ترجمه: سیدجواد حسینی)

[1] - Isothermal Plateau Fission Track Dating

[2] - Luminescence

[3] - Thermoluminescence

[4] - Optically Stimulated Luminescence

[5] - Electron Spin Resonance

[6] - Lahar

[7] - Mudflow

[8] - Liquefaction

[9] - Shear Deformation

[10] - Macrostructure

[11] - Slurry

[12] - Deep-Seated Gravitational Slope Deformation

[13] - Graben

[14] - Regolith

[15] - Saprolite

[16] - میدان

[17] - درنا

[18] - St Austell

[19] - Laterite

[20] - Cratonic

[21] - Anastomosing

[22] - Siderolithic Facies

[23] - Continental Teinal

[24] - Barreiras Formation

[25] - Armouring & Stone Pavement

[26] - Pans & Yardangs

[27] - Ablation

[28] - Mass Balance

[29] - Equilibrium Line Altitude

[30] - DeGeer

[31] - Rock Glacier

[32] - Kettles & Kettle Holes

[33] - Jokullhaup

[34] - Glacier Lake Outburst Floods

[35] - Dambo

[36] - Bristlecone

[37] - Crossdating

نشانی مطلب در وبگاه انجمن ایرانی ژئومورفولوژی:
http://irangeomorphology.ir/find.php?item=1.205.710.fa
برگشت به اصل مطلب