E
EFFECTIVE STRESS- تنش برشی
تفاوت بین تنش کل  و فشار درونی(pore pressure - در معماری به آن تحت عنوان فشار خنثی اشاره می شود) در مواد(u) باعث می شود که اصطکاک های داخل دچار تغییر و سیالیت گردند. تنش برشی یا  یکی از دو مولفه اصلی تنش داخلی در یک ماده است- در کنار فشار درونی - که در واقع مشخص کننده توزیع بار تحمیل شده به خاک در یک ناحیه معین، می باشد. اصل تنش موثر توسط کارل ترزاقی[1] در بین سال های 1923 و 1936 توسعه پیدا کرد که به عنوان تئوری ساختاری در مکانیک خاک محسوب می شود. تغییرات در تنش، همانند اختلالات، تراکم ها و تغییرات در مقاومت برشی، ناشی از تغییات در تنش موثر هستند. همزمان با اینکه مقادیر عددی تنش موثر افزایش پیدا می کند، خاک و یا صخره محکم تر می شود(تحت فشار بیشتری قرار می گیرد)، بدین وسیله وقتی که ما به مقدار حداقلی تراکم و فشار دست پیدا می کنیم، بعد از آن شاهد برش تسلیم خواهیم بود. بنابراین، می توان گفت که تنش موثر باعث ایجاد تغییرات قابل توجه در استقامت مواد، شکل و حجم آنها، می شود. تحلیل پایداری شیب درازمدت، اغلب از تحلیل تنش موثر بهره می برد، به جای آنکه به تحلیل تنش کل که مرتبط با ناپایداری کوتاه مدت شیب است، استفاده نماید.
Further reading
Lade, P.V. and De Boer, R.(1997) The concept of effective stress for soil, concrete, and rock, Geotechnique 47(1), 61–78.
Clayton, C.R.I., Muller-Steinhagen, H. and Powrie, W.(1995) Terzaghi’s theory of consolidation, and the discovery of effective stress, Proceedings International
Conference on Engineering(Geotechnical Engineering) 113(4), 191–205.
STEVE WARD (ترجمه احمد نوحه گر)
EL NIÑO EFFECTS- اثرات ال نینو
نوسانات اقلیمی در خیلی از مقیاس های زمانی رخ می دهند. به عنوان مثال، در ناحیه استوا، ما شاهد نوسانات Madde - Julian در دوره های زمانی 40 الی 60 روزه هستیم. یک مقیاس زمانی بزرگتر، مرتبط با نوسانات اقلیمی 2 الی 5/2 ساله می باشد که در بخش پایینی استراتسفر در ناحیه استوا رخ می دهد که به آن تحت عنوان QBO یا نوسان شبه دوساله، اشاره می شود. هر سه الی هفت سال، یک رویداد تقریبا یک ساله و یا گاها دو ساله رخ می دهد که ما به آن تحت عنوان انسو(ENSO)یا نوسان جنوبی النینو اشاره می کنیم. تغییرات دهه ای و بین دهه ای، در NAO یا نوسانات آتلانتیک شمالی کاملا مشهود هستند. در مقیاس های زمانی طولانی تر، ما شاهد پدیده های مهمی همانند سیکل های Dansgaard-Oeschger، سیکل های Bondو رویدادهای هنریچ(Heinrich) هستیم که در مقیاس های صده ای و یا هزاره ای رخ می دهند. ال نینو عبارتی است که برای تشریح گرمایش وسیع بخش فوقانی اقیانوس در ناحیه شرقی و استوایی اقیانوس آرام رخ می دهد که می تواند به مدت یک سال و یا بیشتر ادامه داشته باشد. فاز منفی یا همان سرمایش در پدیده النینو تحت عنوان لانینا[2] نام برده می شود. رویدادهای ال نینو که مرتبط با تغییرات در فشارهای اتمسفری باشند، تحت عنوان SO یا نوسانات جنوبی نام برده می شوند. از آنجایی که SOو ال نینو به شدت به یکدیگر مرتبط هستند، آنها اغلب به صورت جمعی تحت عنوان انسو[3] یا ال نینو / نوسانات جنوبی، نام برده می شوند. سیستم در بین حالت گرم تا خنثی(و یا سرد) نوسان می کند که چنین چیزی هر سه الی چهار سال یکبار رخ می دهد.
آنومالی ها در دما و رسوبگذاری، از جمله مشخصه های تمام اپیزودهای گرم ال نینو هستند. آنها شامل موارد زیر می باشند:
جابجایی شرقی فعالیت های طوفانی از اندونزی به سمت بخش مرکزی آقیانوس آرام که معمولا منجر به ایجاد شرایط جوی به شدت خشک در استرالیای شمالی، اندولزی و فیلیپین می شود.
شرایط خشک تر - از - نرمال، نیز معمولا در بخش جنوب شرقی آفریقا و برزیل شمالی مشاهده می شوند.
در فصل تابستان شمالی باران ها و بادهای موسمی در هند، معمولا کمتر از وضعیت نرمال و عادی رخ می دهند، علی الخصوص در بخش شمال شرقی شبه قاره.
شرایط(مرطوب تر - از - نرمال) معمولا در ناحیه ساحلی غربی آمریکای جنوبی استوایی رخ می دهند، به علاوه باید عرض و ناحیه جغرافیایی شبه قاره ای آمریکای شمالی(سواحل خلیج مکزیک) و آمریکای جنوبی(از برزیل جنوبی تا آرژانتین مرکزی) توجه داشته باشیم.
شرایط ال نینو باعث جلوگیری از توسعه و ایجاد طوفان ها و گردبادهای استوایی در آتلانتیک می شوند اما تعداد طوفان های استوایی را در بخش های شرقی و مرکزی اقیانوس آرام افزایش می دهند.
در قرن بیستم، ما شاهد حدودا 25 رویداد گرم با شدت ها و قدرت های متفاوت هستیم که رویداد مرتبط با سال 1997/1998 بسیار قدرتمند در نظر گرفته شده است. انسواز دهه 20 تا دهه 40، خیلی رخ نداده است و مشهود نمی باشد.
ال نینو های خیلی شدید وجدی، همانند موردی که در سال 1997 / 1998 رخ داد، می تواند اثرات قابل توجهی بر حجم باران ها داشته باشد. چنین چیزی در کشور پرو(Bendix et al. 2000) به وضوح مورد بررسی قرار گرفت، در این منطقه، یک سری نواحی که در شرایط عادی خشک تلقی می شوند، در مواجهه با طوفان های خیلی شدید قرار گرفتند. در پاتیا(با میانگین باران سالانه 15 میلیمتر)، ما شاهد بارش 1845 میلیمتر می باشیم در حالی که در Chulucanas(با میانگین سالانه 310 میلیمتر) این رقم تا 3803 میلیمتر افزایش پیدا کرد. در این حالت سیل های بسیار قابل توجهی رخ دادند(Magilligan and Goldstein 2001).
تاریخچه هولوسن(عصر حاضر در زمین شناسی) در رابطه با ال نینو، با بحث ها و تنازعاتی رو به رو بوده است(Wells و Noller در سال 99) اما Grosjeanو همکارانش در سال 97 بیش از 30 رویداد جریان رسوبگذاری را کشف کردند که ناشی از باران های بسیار شدید در بین 6.1 و 3.1 Kye BP در صحرای آتاکاما شمالی، می باشند. چینه شناسی جریان های رسوبگذاری نیز توسط Rodbell و همکارانش در سال 99 مورد بررسی قرار گرفته است، این افراد توانسته اند که فعالیت های آنها را در 15Kyrاخیر، بازسازی کنند. در بین 15 و 7 Kye BP، خاصیت تناوی رسوب ها و نهشت ها، بزرگتر - مساوی با 15 سال بوده است و سپس این خاصیت تناوبی به شدت افزایش پیدا کرده و به رقم 2 تا 8.5 سال رسیده است. دوره تناوبی مدرن ال نینو در حدود 5 Kyr BP مطرح می باشد، احتمالا در پاسخ به تغییرات اربیتالی در تابش خورشید(Liu et al. 2000). اگر به عقب تر باز گردیم، مطالعلات ژئو- شیمی مرجان های قدیمی در آخرین وضعیت واقع در بین دو دوره یخبندان در اندونزی، نشانگر این مساله است که در آن زمان، یک سیگنال انسو با فرکانس های تقریبا یکسانی نسبت به فرکانس های ثبت شده در بازه زمانی 1856 تا 1976، وجود داشته است(Hughen et al. 1999).
رویدادهای ال نینو دارای اهمیت ژئومورفولوژیکی قابل توجهی می باشند. به عنوان مثال، تغییرات در دمای آب دریاها در بین دوره های ال نینو و لانینا اهمیت بسیار زیادی برای ساحل های مرجانی دارد(Spencer et al. 2000). در سال 1998، دمای سطح دریا در اقیانوس هند استوایی، تا 3 الی 5 درجه بیشتر از سطح نرمال بوده است و که چنین چیزی باعث مرگ و میر 90 درصدی مرجان ها در مناطق کم عمق، شده است(Reaser et al. 2000). اگرچه ممکن است که عوامل دیگری نیز در تلفات مرجان ها نقش ایفا کرده باشند(همانند بیماری ها، ماهیگیری خیلی زیاد، eutrophication(در زیست شناسی : انباشتگی خوراکه آب - کم شدن اکسیژن آب به خاطر مصرف زیاد) و غیره) اما تغییرات عمده و اصلی در سلامت سواحل مرجانی در خیلی از جزایر دور افتاده نیز رخ داده است که در آنها سطح تاثیرگذاری فعالیت های انسانی، اندک می باشد. به نظر می رسد که شرایط گرم در دماهای 25 الی 29 درجه سانتیگراد برای رشد مرجان ها مفید است، اما دماهای بالاتر از 30 درجه برای آنها نامناسب می باشد و می تواند منجر به پدیده هایی از بین رفتن مرجان ها شود. پدیده بلیچینگ(Bleaching) در عمق های کمتر بسیار رایج تر می اشد، اما مشخصه ای که در پدیده سال 1998 مشاهده شد، موکد این مساله است که از بین رفتن مرجان ها صرفا ناشی از بلیچینگ در گونه هایی نیست که به سرعت رشد می کنند، بلکه می تواند متاثر از گونه های توده ای نیز باشد. به علاوه ما در مالدیو این پدیده را حتی در عمق 50 متری نیز مشاهده می کنیم. اگر دمای جهانی دریاها در نتیجه گرمایش جهانی افزایش پیدا کند و سطح تلرانس گرمایی 30 درجه سانتیگراد نزدیک تر شود، رویداد های ال نینو در مقیاس های کوچک تر برای رخ دادن بلیچینگ کافی خواهند بود. به علاوه هر چه قدر که میانگین دمای دریا به حد گرمایی نزدیک تر باشد، دوره زمانی مرتبط با عبور از تلرانس دمایی در خلا ال نینو ها طولانی تر خواهد بود و بدین وسیله احتمال مرگ و میر مرجان ها افزایش پیدا می کند(Souter et al. 2000).
به علاوه سطوح دریاچه ها نیز نسبت به رویداد های ال نینو واکنش نشان می دهند. گرمایش ال نینو در سال 1997، باعث افزایش بارش باران در آفریقای شرقی شد و بدین وسیله باعث شد که رودخانه ویکتوریا با افزایش سطح 1.7 متری و همچنین دریاچه ترکانانیز با افزایش c.2m رو به رو گردید(Birkett et al.1999). افزایش بسیار شدید سطح آب دریای خزر(2.5 متر در بین سال های 1978 تا 1995) نیز ناشی از پدیده انسومی باشد(Arpe et al. 2000). به طور مشابه افزایش سطح 3.7 متری سطح آب دریاچه بزرگ نمک(Utah، ایالات متحده) در بین سال های 1982 تا 1986) تا حد زیادی مرتبط با تغییرات در بارش باران و برف در خلال پدیده ال نینودر سال های 1982 و 1983 می باشد(Arnow and Stephens 1990). تغییرات قابل توجهی که در وسعت فضایی دریاچه Eyre در استرالیا رخ داده است، ناشی از تغییرات مرتبط با انسومی باشد که در این رابطه ما در فاز های لا نینا شاهد شدید ترین سیل ها هستیم(Kotwicki and Allan 1998)
یک سری نوسانات در یخچال های طبیعی تا حدی با توجه به ال نینو کنترل می شوند. عقب نشینی توده های یخ در Andes استوایی، می تواند ناشی از افزایش فرساب یا ablation در فاز های گرم انسوباشد(Francou et al. 2000) در نقطه مقابل، در بخش جنوبی در منطقه Andean Patagonia در آرژانتین، رویداد های ال نینو باعث شده اند که انباشتگی برف افزایش پیدا کند و بدین وسیله یخچال ها به نحوی پیش بروند که یک سری موانع را در خلال زهکشی ها ایجاد کنند، در این حالت ما شاهد ایجاد یک سری دریاچه هستیم که یخچال های طبیعی به عنوان یک سری سد و حائل برای آنها عمل می کنند(2000 Depetris and Pasquini).
اثرات ال نینو بر روی فعالیت های گردبادهای استوایی و تفاوت ها در توالی گردبادها در بین دوره های زمانی ال نینو و لا نینا، قابل توجه می باشد(Bove et al 1988). به عنوان مثال، در دوره زمانی ال نینو احتمال رخ دادن دو طوفان در ایالات متحده، برابر با 28 درصد می باشد، در دوره زمانی خنثی این احتمال به 48 درصد می رسد و در دوره زمانی لا نینا این احتمال تا 66 درصد افزایش پیدا می کند. ممکن است که تفاوت های بسیار قابل توجهی در بین دهه های مختلف در رابطه با وضعیت طوفان ها و گردبادها وجود داشته باشند. در فلوریدا، در دوره زمانی 1851 تا 1996، تعداد هاریکان ها از 3 مورد در دهه(دهه های 1860 و 1980) تا 17 مورد در دهه(دهه 1940) تغییر می کند (Elsner and Kara 1999). با توجه به اهمیت گردبادها برای فرایند های مرتبط با شیب، کانال ها و فرایند های ساحلی، تغییرات در بزرگی دامنه، دارای اهمیت های ژئومورفولوژیکی قابل توجهی می باشد. به عنوان مثال جنگل های مانگرو به شدت مستعد طوفان و گردباد است و همواره از بادها و نوسانات شدید، رنج می برد(Doyle and Girod 1997).
جریان های آبی و همچنین محصولات مرتبط با رسوب ها نیز متاثر از رویداد های ال نینو هستند. یک ناحیه که در بررسی ارتباطات موجود در بین جریان های آبی و انسوبه مقدار زیادی مورد تحقیق و بررسی واقع شده است، منطقه غرب ایالات متحده می باشد. معمولا منطقه جنوب غربی دارای رطوبت بالایی بوده و منطقه شمال شرقی نیز رطوبت اندکی دارد(در خلال فاز های گرم ال نینو)(شاخص نوسانات جنوبی منفی)، بلعکس همین وضعیت برای لا نینا وجود دارد(Cayan et al. 1999). یک سری شواهد نیز مبنی بر این مساله وجود دارد اثرات جریان های آبی، در خلال رسوبگذاری، تشدید می گردند. یک مطالعه در رابطه با محصولات ناشی از رسوب ها در کالیفرنیای جنوبی، نشانگر این مساله است که در سال هایی که ما شاهد رویداد های قدرتمند ال نینو هستیم، طوفان های شدیدو جریان های آبی قدرتمندی رخ می دهند. تغییر ناگهانی از یک جو اقلیمی خشک به یک جو اقلیمی مربوط در سال 1969، باعث شد که یک شار از رسوب های مختلف در رودخانه ها ایجاد شود که وزن آن به مقدار 100 میلیون تن براورد شده است، رقمی که نسبت به شار عبوری کل در دوره زمانی 25 ساله قبلی، بیشتر می باشد.(Inman and Jenkins 1999). دوره مرطوب از سال 1978 تا سال 1983 باعث شد که مخروط افکنه ها(alluvial fans) واکنش و پاسخ قابل توجهی نشان دهند، البته ما باید در این رابطه به کانال های ناحیه صحرایی- کوه پایه ای نیز توجه داشته باشیم.(Kochel et al. 1997).
فاز هایی که در آنها ما شاهد حجم بالایی از رسوبات هستیم، ممکن است که به نوبه خودشان دارای عواقب ژئومورفولوژیکی قابل توجهی باشند. به عنوان مثال این بحث مطرح شده است که خط ساحلی که در عصر زمین شناسی حاضر که در ساحل شمالی پرو ایجاد شده است، ممکن است که مرتبط با یک سری رویداد های ال نینو باشد که در چند هزار سال اخیر رخ داده اند. بحث در این جا بدین شرح است که(Ortlieb and Machare 1993) باران های شدید باعث شده اند که جریان های آب استثنایی و خاص ایجاد شوند و بدین وسیله رسوب ها و گل و لای های قابل توجهی در رودخانه های ساحلی ایجاد گردد. چنین چیزی در ترکیب با شرایط دریایی سخت و خاص و افزایش سطح آب دریاها به صورت بالقوه برای شکل گیری خط ساحلی مفید می باشد. سطوح آب بالا در دریاها که ناشی از ال نینو می باشند - اغلب به مقدار 20 الی 30 سانتی متر - در ایجاد موج دلتا یا washover در موانع ساحلی نقش ایفا می کنند(Morton et al. 2000).
باران های بسیار سنگین و شدید که مرتبط با پدیده انسوهستند می توانند باعث ناپایداری شیب شوند. برخی از زمین لغزه های بسیار متمایز در بخش جنوب غربی ایالات متحده در خلال رویداد های ال نینو رخ داده اند، آنها می توانند بسیار جدی و مهم باشند، وقتی که باران های شدید در شیب هایی رخ بدهند که در مواجهه با حرارت های شدید مرتبط با دوره های خشک قبلی قرار داشته اند(Swetnam and Betancourt 1990)
از سوی دیگر، سال هایی که در آنها به شدت شاهد وضعیت مرطوب هستیم می توانند باعث افزایش شدید پوشش گیاهی در شیب هایی شوند که ممکن است تا سالیان متوالی دوام پیدا کنند و بدین وسیله شرایط پایدار تری را ایجاد کنند. به عنوان مثال در جزایر کم آب و خشک که در خلیج کالیفرنیا وجود دارند، گیاهان در سال های(نرمال) بین 0 الی 5 درصد از محدوده را پوشش می دهند، اما وقتی که دوره های بارانی ال نینو وجود داشته باشد، این رقم به 54 تا 89 درصد از سطح موجود برای رشد، افزایش پیدا می کند(هولمگرن[4] و همکارانش در سال 2001). رویداد های انسوخیس، می توانند باعث شوند که فرصت های نادری برای استفاده از درختان و گیاهان ایجاد گردند. این جنگل ها می توانند بعد از استقرار مناسب، به خوبی حفظ شوند.
 انسو میتواند مرتبط با یک سری شرایط خشک و تشدید شده نیز باشد و بنابراین بر روی فعالیت های بادی اثرگذار باشد، علی الخصوص در آن دسته از نواحی که رشد گرد و غبار در آنها به صورت بالقوه شدید است و یا اینکه دارای تپه های ماسه ای فعالی می باشند. در ایالات متحده، انتشار گرد و غبار، در سال های 1983 و 1984 به شدت کاهش پیدا کرد، چراکه ما شاهد بارش های شدید ال نینو در سال 1982 می باشیم(Lancaster 1997). به طور مشابه، فورمن[5] و همکارانش در سال 2001، تاریخچه جابجایی تپه ها را در صحرای بزرگ در دوره زمین شناسی حاضر، مورد بررسی قرار داده اند. آنها به این نتیجه رسیده اند که فازهای فعالیت تپه ها، مرتبط با شرایط اقلیمی لا نینا می باشند و البته یک سیکلون تضعیف شده نیز در بخش مرکزی آمریکای شمالی مشاهده شده است.
References
Arnow, T. and Stephens, D.(1990) Hydrologic characteristics of the Great Salt Lake, Utah, 1847–1986, US Geological Survey Water-Supply Paper 2,332, 32.
Arpe, K., Bengtsson, L., Golitsyn, G.S., Mokhov, I.I., Semenov, A. and Sporyshev, P.V.(2000) Connection between Caspian sea level variability and ENSO,
Geophysical Research Letters 27, 2,693–2,696.
Bendix, J., Bendix, A. and Richter, M.(2000) El Nino 1997/1998 in Nordperu: Anzeichen eines Okosystem – Wandels? Petermanns Geographische Mitteilungen 144, 20–31.
Birkett, C., Murtugudde, R. and Allan, J.A.(1999) Indian ocean climate event brings floods to East Africa’s lakes and the Sudd Marsh, Geophysical
Research Letters 26, 1,031–1,034.
Bove, M.C., Elsner, J.B., Landsea, C.W., Niu, X. and O’Brien, J.J.(1998) Effect of El Nino on US landfalling hurricanes, revisited, Bulletin American Meteorological Society 79, 2,477–2,482.
Cayan, D.R., Redmond, K.T. and Riddle, L.G.(1999) ENSO and hydrological extremes in the Western United States, Journal of Climate 12, 2,881–2,893.
Depetris, P.J. and Pasquini, A.I.(2000) The hydrological signal of the Perito Moreno Glacier damming of Lake Argentino(Southern Andean Patagonia): the
connection to climate anomalies, Global and Planetary Change 26, 367–374.
Doyle, T.W. and Girod, G.F.(1997) The frequency and intensity of Atlantic hurricanes and their influence on the structure of the South Florida mangrove communities, in H.F. Diaz and R.S. Pulwarty(eds) Hurricanes, 109–120, Berlin: Springer.
Elsner, J.B. and Kara, A.B.(1999) Hurricanes of the North Atlantic, New York: Oxford University Press.
Forman, S.L., Oglesby, R. and Webb, R.S.(2001) Temporal and spatial patterns of Holocene dune activity on the Great Plains of North America: megadroughts and climate links, Global and Planetary Change 29, 1–29.
Francou, B., Ramirez, E., Caceres, B. and Mendoza, J.(2000) Glacier evolution in the tropical Andes during the last decades of the 20th century: Chalcaltaya, Bolivia and Antizana, Ecuador, Ambio 29, 416–422.
Grosjean, M., Nunˇez, L., Castajena, I. and Messerli, B.(1997) Mid-Holocene climate and culture changes in the Atacama Desert, Northern Chile, Quaternary
Research 48, 239–246.
Holmgren, M., Scheffer, M., Ezcurra, E., Gutierrez, J.R. and Mohren, G.M.J.(2001) El Nino effects on the dynamics of terrestrial ecosystems, Trends in Ecology
and Evolution 16, 89–94.
Hughen, K.A., Schrag, D.P., Jacobsen, S.B. and Hantoro, W.(1999) El Nino during the last interglacial period recorded by a fossil coral from Indonesia, Geophysical Research Letters 26, 3,129–3,132.
Inman, D.L. and Jenkins, S.A.(1999) Climate change and the episodicity of sediment flux of small California rivers, Journal of Geology 107, 251–270.
Kochel, R.C., Miller, J.R and Ritter, D.F.(1997) Geomorphic response to minor cyclic climate changes, San Diego County, California, Geomorphology 19, 277–302.
Kotwicki, V. and Allen, R.(1998) La Nina de Australia – contemporary and palaeo-hydrology of Lake Eyre, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 84, 87–98.
Lancaster, N.(1997) Response of eolian geomorphic systems to minor climate change: examples from the southern Californian deserts, Geomorphology 19, 333–347.
Liu, Z., Kutzbach, J. and Wu, L.(2000) Modelling climate shift of El Nino variability in the Holocene, Geophysical Research Letters 27, 2,265–2,268.
McClanahan, T.R.(2000) Bleaching damage and recovery potential of Maldivian Coral Reefs, Marine Pollution Bulletin 40, 587–597.
Magilligan, F.J. and Goldstein, P.S.(2001) El Nino floods and culture change: a late Holocene flood history for the Rio Moquegua, Southern Peru, Geology
29, 431–434.
Morton, R.A., Gonzalez, J.L, Lopez, G.I. and Correa, I.D.(2000) Frequent non-storm washover of barrier islands, Pacific coast of Colombia, Journal of Coastal
Research 16, 82–87.
Ortlieb, L. and Machare, J.(1993) Former El Nino events: records from western South America, Global and Planetary Change 7, 181–202.
Reaser, J.K., Pomerance, R. and Thomas, P.P.(2000) Coral bleaching and global climate change: scientific findings and policy recommendations, Conservation
Biology 14, 1,500–1,511.
Rodbell, D.T., Seltzer, G.O., Anderson, D.M., Abbott, M.B., Enfield, D.B. and Newman, J.H.(1999) An ~15,000-year record of El Nino-driven alluviation in
southwestern Ecuador, Science 283, 516–520.
Souter, D.W. and Linden, O.(2000) The health and future of coral reef systems, Ocean and Coastal Management 43, 657–688.
Spencer, T., Teleki, K.A., Bradshaw, C. and Spalding, M.D.(2000) Coral bleaching in the Southern Seychelles during the 1997–1998 Indian Ocean warm event, Marine Pollution Bulletin 40, 569–586.
Swetnam, T.W. and Betancourt, J.L.(1990) Fire- Southern Oscillation Relations in the Southwestern United States, Science 249, 1,017–1,020.
Wells, L.E. and Noller, J.S.(1999) Holocene evolution of the physical landscape and human settlement in northern coastal Peru, Geoarchaeology 14, 755–789.
A.S. GOUDIE (ترجمه احمد نوحه گر)
ELUVIUM AND ELUVIATION- بادرفت و خاک روبش
برای خاک هایی که در آن دسته از نواحی وجود دارند که در آنها تعادل آب به نحوی است که بارش باران نسبت به تبخیر، شدید تر می باشد، آب های اضافه با توجه به اثر گرانش، زه کشی می شوند. آب های نفوذ کننده مذکور می توانند مواد مختلفی را در فرم محلول جابجا کنند که به این فرایند تحت عنوان آبشویی(تصفیه خاک و یا leaching) اشاره می شود. به علاوه مواد در فرم ذرات بسیار کوچک می توانند در فرم سوسپانسیون به لایه های پایینی انتقال پیدا کنند که به چنین چیزی تحت عنوان جابجایی خاک اشاره می شود - در واقع ذرات از لایه های بالایی خاک شسته می شوند که به این ذرات تحت عنوان خاک بادآورده و متراکم(eLuvium یا بادرفت) اشاره می کنیم. فرایند جابجایی خاک را می توان تحت عنوان جابجایی مکانیکی خاک نام برد تا بدین وسیله آنها از تلفاتی متمایز کرد که در محلول ها رخ می دهند. هنگامی که مواد در پروفایل خاک در بخش های تحتانی و پایین تر، مجددا نشست می کنند، به چنین چیزی تحت عنوان ترسیب اشاره می شود. نتیجه کلی فرایند بدین شرح است که لایه های تحتانی تر خاک دارای بافتی زبرتر خواهد بود و بنابراین خاصیت تخلخل و نفوذ پذیری خاک افزایش پیدا می کند، بدین وسیله ممکن است که بافت ها ریزتر شوند و گاها لایه های زیرین نیز متراکم گردند.
در پروفیل پایینتر خاک، نشست مجدد مواد خاک شسته شده توسط آّب(eluvial)، همراه با یک سری حفره ها و یا بر روی دیواره ای از کانال ها رخ می دهد، بدین وسیله یک غشا از خاک رس در اطراف ذرات زبرتر ایجاد می شود، یعنی در جایی که ذرات خاک رس اغلب نسبت به یکدیگر به طور موازی، در حول ذره بزرگتر، جهتگیری می شوند. این پوسته رُسی تحت عنوان کوتان(cutan) نام برده میشود که از لغت لاتین cutis به معنای پوسته یا غشا گرفته شده است(Brewer در سال 1964). این فرایند نشست، می تواند بر روی تخلخل خاک اثرگذار باشد و بنابراین جلوی زه کشی های بیشتر را بگیرد.
به صورت جایگزین، مواد شسته شده می توانند از پروفایل خاک، در قالب جابجایی هایی در شیب های رو به پایین، شسته شوند، در این رابطه میتوان به جریان مواد و یا جریان overland بازگشتی، اشاره کرد. ممکن است که در این حالت، بادرفت یا همان eluvium، در شیبی در داخل خاک نشست نماید که به عنوان پای دامنه آن را در نظر می گیریم، به علاوه ممکن است که مواد کلا از سیستم شیب تپه شسته شوند و بدین وسیله یک رسوب و لایه معلق را ایجاد کنند و بدین وسیله منجر به ایجاد یک سیستم دندریت شوند که در یک حوضه آبگیز پایین دستی ایجاد می شود. اینکه آیا مواد مورد بحث مجددا در خاک نشست کنند و یا اینکه به رودخانه برسند، بستگی به این مساله دارد که تخلخل و نفوذ پذیری خاک چه قدر است و اینکه بالانس کلی آب به چه شکل می باشد، بنابراین می توان گفت که جابجایی خاک و کاهش شیب تپه تا محل رودخانه، یک مشخصه بیشتر برای خاک های قابل نفوذ محسوب می شود که در خلال باران های معمولی و یا شدید مطرح می گردد، در حالی که خاک های دارای نفوذ پذیری کمتر به احتمال بیشتری در قالب illuvium نشست کرده، مطرح خواهد بود. در نتیجه، جابجایی خاک یا خاکبرد یا همان eluviation می تواند باعث ایجاد یک فرایند ستردگی قابل توجه شود که در آن ما شاهد خاک های قابل نفوذ و همچنین سنگپوش های قابل نفوذ خواهیم بود. Ruxton در سال 1958، ستردگی شیب تپه ها را در سودان با توجه به eluviation، محاسبه کرده است و به نظر وی چنین چیزی به همان اندازه اهمیت دارد که ما مواد را از محلول کلا حذف کنیم، در این حالت حذف حدود 25 درصد از مواد در مورد اول و حذف 35 درصد در مورد دوم مطرح می باشد.
در مرحله میانی فرایند نشست یا همان رسوبگیری در بین پروفایل پایینی خاک و تلفات رودخانه، شکل گیری دشت های رسی در بخش پایینی شیب ها، همراه با خطوط نشست، مهم خواهد بود. Ruxton در سال 1958 اشاره کرده است که این فرایند حمل و نقل و جابجایی و نشست در رسوب های جانبی د فرم خاک های رس جابجا شده در نزدیکی لبه های گنبد های گرانیتی قرار گرفته در مجاورت هوا، مشهود می باشد. رسوب ها تا 500 متر طول داشته اند و در اطراف پایه شیب خم گشته اند، عرض آنها نیز تا 150 متر می باشد، اگرچه می توان یک سری لبه های رسوب را نیز پیدا کرد که در آنها شواهدی از جریان های آبی بیشتر و در کانال های رودخانه ای وجود دارد. شیب های تند(20 درجه) باعث مس شوند که مواد رسوب گذاری شده در شیب های زیرین، ایجاد گردند. در این جا، باران های سنگین و کافی برای شستن خاک رس از نواحی بالاتر به سنگ بستر، وجود داشته است، اما جریان های آبی برای جابجا کردن بیشتر خاک رس از پایه شیب به جاهای دیگر، وجود نداشته اند.
در حالی که تعداد زیادی از فرم های زمین وجود دارند که ناشی از مواد ناپایدار هستند، همانند تپه های ماسه ای و یا حتی شرایط جنب یخچالی همراه با مه های تکراری، اما evluviation یا خاک برد مشخصه اصلی در آنها نمی باشد، چراکه مواد اغلب در حال حرکت هستند. در هر صورت اگر که مواد به پایداری برسند - به کمک رشد گیاهان بر روی تپه ها و یا بهبود شرایط اقلیمی، آنگاه فرایند eluviation می تواند رخ بدهد و به چنین چیزی تحت عنوان فاز eluvial در توسعه خاک ها و فرم های زمین ِ مربوطه، اشاره می شود.
References
Brewer, R.(1964) Fabric and Mineral Analysis of Soils, Chichester: Wiley.
Ruxton, B.P.(1958) Weathering and sub-surface erosion in granite at the piedmont angle, Balos, Sudan, Geological Magazine 95, 353–377.
STEVE TRUDGILL (ترجمه احمد نوحه گر)
ENDOKARST- کارست تحتانی
کارست تحتانی شامل بخش اصلی عوارض کارستیک است که سنگ های کربنی دارای سیستم های غاری تشکیل میشود(غاز های بزرگ، شفت ها و غیره). چنین چیزی شامل تمام ویژگی های زیرزمینی کارست ورودی و کارست خروجی خواهد بود. کارست تحتانی در زیر ناحیه کارست اولیه قرار دارد و به طور کامل توسعه پیدا می کند، وقتی که فرایند کارستی شدن در فاز بلوغ خود قرار داشته باشد( Ford and Williams 1989). کارست تحتانی می تواند زمانی توسعه پیدا کند که آب های اسیدی از سطوح(اسید هیومیک ناشی از فعالیت های بیولوژیکی و همچنین اسید کربنیک ناشی از مبادله CO2در بین اتمسفر و آب باران)، به عمیق ترین بخش های کربنات نفوذ کنند(و یا سایر لایه های صخره ای قابل کارستی شدن). این بدان معناست که درزها و دهانه ها در محل های اتصال لایه ها و چینه ها و شکافت ها، به اندازه کافی بزرگ هستند که بتوانند جریان آب را در کنار مواد معلق ایجاد کنند. توسعه کارست تحتانی فرآیندی است که در خلال رقابت طبیعی در بین انحلال، رسوب گذاری کربن و یا انسداد یا گرفتی(clogging) با مواد و ذرات حل نشده، تحول پیدا می کند.( Rodet et al. 1995). مواد پرکننده حفرهها در مجراهای کارست تحتانی اغلب برای مشخص کردن زمان تکوین و پیدایش و تحول سیستم های غار، بکار برده می شوند(Maire 1990).
ضخامت ِ امتداد جانبی لایه های karstifiable، مشخص کننده مرز های هرکدام از کارست های تحتانی خواهد بود. بزرگترین سیستم غار در جهان که توسط انسان مورد اکتشاف واقع شده است، دارای مساحتی بیش از 10 هزار کیلومتر مربع است و گاها عمق آن به 2000 متر می رسد.
References
Ford, D. and Williams, P.(1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
Maire, R.(1990) La haute montagne calcaire, Karstologia 3, 731.
Rodet, J., Meyer, R., Dupont J.P., Sayaret, D., Tomat, A. and Viard, J.P.(1995) Relations entre la dissolution des carbonates et le remplissage terrigene dans le karst
de la craie en Normandie(France), Comptes Rendus Academie de Science de Paris, IIa, 321, 1,155–1,162.
SEE ALSO: chemical weathering; epikarst; ground water; karst; palaeokarst and relict karst
MICHEL LACROIX (ترجمه احمد نوحه گر)
ENGINEERING GEOMORPHOLOGY- ژئومورفولوژی مهندسی
ژئومورفولوژی مهندسی مرتبط با مشخصه های ژئومورفیک سطح زمین است و به طور خاص به ویژگی های مهندسی آنها اشاره دارد. از جمله این ویژگی ها می توان به توپوگرافی، واحد های سنگ(صخره شناسی)، استقامت جرمی صخره، دامنه بار های نقطه ای، مشخصه های پلاستیسیته، استقامت تراکمی، بافت، ظرفیت ابقای آب، فرسایش در اثر هوا(هوازدگی)، جابجایی جرمی، فرسایش کلی و غیره اشاره نمود. نتایج در بحث مدیریت پایدار زمین ها یا SLM بسیار مهم هستند، چراکه هدف در این جا مبارزه با از بین رفتن زمین ها و بیابان زایی وتوسعه سیستم های برنامه ریزی بهتر و مناسب تر است( به ژئومورفولوژی زیست محیطی رجوع کنید)
نقشه های ژئومورفولوژیکی مهندسی در فرم کامپوزیتی و ترکیبی تهیه می شوند و در آن داده های مختلف پردازش و ذخیره سازی می گردند، داده هایی که برای یک پروژه خاص مورد نیاز هستند. ما می توانیم این داده ها را استخراج کرده و مورد تجزیه و تحلیل قرار دهیم. نقشه های مشتق نیز برای مقاصد خاص، قابل حصول می باشند. یک نقشه ی ژئومورفولوژیکی مهندسی یا EGM نشانگر ویژگی های ژئومورفولوژیکی و مهندسی موجود در یک عوارض زمین مشخص است. این نقشه ها در فاز توسعه خط مشی ها و پروژه ها و همچنین ساخت، بسیار مفید هستند و به کمک آنها می توان فرایند توسعه را به طور پیوسته مدیریت نمود، علی الخصوص چنین چیزی در محتوای مهندسی صنایع مطرح می باشد(به نگاشت یا همان نقشه برداری ژئومورفولوژیکی، ارزیابی عوارض زمین، رجوع کنید).
مطالعات مختلفی در حوزه ژئومورفولوژی کاربردی انجام شده اند که به طور خاص بر روی کاربردهای مهندسی تاکید دارند(Cooke and Doornkamp 1974; Hails 1977; Verstappen 1982; Jha and Mandal 1997)
روش شناسی مرتبط با آماده سازی نقشه های مهندسی(جدول 16) شامل سه فاز می باشد: یک: کارهای میدانی اولیه، دو : کارهای میدانی اصلی، سه : فعالیت های مرتبط با بعد از کارهای میدانی. فاز اول شامل آماده سازی نقشه پایه از روی برگه های توپوگرافیکی و نقشه های مربوط به اراضی و املاک، می باشد. مشخص کردن ناحیه مورد نظر، عملی است که به کمک تصویر برداری ماهواره ای با رزولوژن بالا و تصاویر هوایی در مقیاس های 1:5000 و 1:25000 انجام می شود.
جدول 16 : مراحل تهیه نقشه های ژئومورفولوژی مهندسی
| مرحله قبل از کارهای میدانی: |
- تعیین اهداف : چارچوب بندی و تدوین قانون مشخص برای توصیف و تشریح عوارض
- توصیف ناحیه مورد مطالعه:(تهیه نقشه های توپوگرافی، عکس های هوایی و تصاویر ماهواره ای)
- تعیین ضوابط طبقه بندی
- انتخاب محتوای نقشه با دیدگاه ژئومورفولوژی مهندسی
- انتخاب کردن سایت های جمع آوری نمونه های سنگی
|
| مرحله کار میدانی : |
- کنترل میدانی، پیمایش و اسکن ویژگی های ژئومورفولوژیکی مهندسی
- جمع آوری نمونه ها در فرم خاک، صخره و بررسی مشخصه های فرسایشی و مشخصه های مرتبط با جابجایی در آبکند ها و جوی ها، ویژگی های شیب، نواحی دارای واریزه ، زمین لغزش ها، ریزش سنگ،(اضافات، تغییرات و غیره)
|
| مرحله بعد از کار میدانی: |
- تهیه نقشه نهایی و انتقال اطلاعات روی آن و بحث و تفسیر نقشه
|
در فاز کارهای میدانی اصلی، تمام واحد های صخره ای و سنگی، واحد های خاک، عناصر تکتونیکی و فرایند های ژئومورفیک فعال مورد بررسی قرار می گیرند. همچنین باید به ظرفیت ابقای آب در جرم نیز اشاره شود. در نهایت، پوشش فضایی(مساحتی) و مکان های رویدادها نیز بر روی نقشه پایه، مشخص و علامت گذاری می شوند. ویژگی های توپوگرافیک در برگه های toposheet نیز در خلال بازرسی های میدانی مورد بررسی قرار می گیرند. نمونه های صخره ها از واحدهای لایه ها و چینه ای و صخره ای متفاوت برای تحلیل های آزمایشگاهی جمع آوری می شوند تا بدین وسیله ویژگی های ژئولوژیکی -مهندسی آنها مشخص گردند.
فاز آخر نیز شامل تست های آزمایشگاهی بر روی نمونه ها، استفاده از داده های میدانی مرتبط با جابجایی جرمی و فرسایش، و آماده سازی نقشه نهایی و تفسیر و تحلیل آن، می باشد. نقشه نهایی را می توان با انتقال داده و ترسیم کردن داده های به دست آمده از منابع مختلف، به صورت ترکیبی، ایجاد نمود و البته می توان در این رابطه از نمادها و رنگ های متفاوتی استفاده کرد. در خلال این فاز از کارها، عکسهای مکانی و تصاویر ماهواره ای مورد بررسی قرار می گیرند و کارهای میدانی نیز تحلیل می شوند تا بدین وسیله مکان و مرز های دقیق واحدهای خاک، واحدهای جرمی و صخره ای، محل های رخ دادن فرسایش و جابجایی جرمی و غیره، مشخص شوند. در نهایت، نقشه ژئومورفولوژی مهندسی برای ناحیه مطالعاتی، آماده می شود.
آماده سازی نقشه ژئومورفولوژیکی مهندسی(شکل 54) شامل پارامتر های فیزیکی زیر است: توپوگرافی، واحدهای صخرهای، ویژگی های تکتوتیکی، واحدهای خاک، هوازدگی، جابجایی جرمی و فرسایش. نقشه ژئومورفولوژیکی مهندسی باعث می شود که ما بر روی جنبه های زیر از خاک توجه ویژه داشته باشیم: استقامت خاک های دست نخورده، فاصله گذاری درز ها و محل های اتصال و عرض آنها، لایه های زیرین، سطوح انباشتی ، جابجایی مواد و آب در صخرهها، پوینت بارهای نقطه ای، ظرفیت ابقای آب و استقامت تراکمی.
با توجه به ویژگی های بالا در واحدهای صخره ای، ناحیه مطالعاتی را می توان به چهار گروه تقسیم نمود، در این رابطه ما باید اطلاعات مرتبط با لایه های مختلف را بر روی نقطه پایه با کمک GISیا سیستم اطلاعات جغرافیایی، منطبق کنیم.
1. واحد توده سنگ بامقاومت کم(Rlo)
2. واحد توده سنگ با مقاومت متوسط(Rme)
3. واحد توده سنگ با مقاومت زیاد(Rhi)
4. واحد توده سنگ با مقاومت خیلی زیاد(Rvhi)
شکل 54: پارامتر های نقشه ژئومورفولوژی مهندسی
نقشه ژئومورفولوژیکی مهندسی نشانگر این مساله است که تمام پارامتر ها از لحاظ ساختاری مرتبط با ناحیه نمونه هستند. نتیجه در این جا می تواند در چهار کلاس پایداری عوارض زمین مطرح شود: ناحیه به شدت ناپایدار، ناحیه ناپایدار، ناحیه تا حدی پایدار، ناحیه پایدار.
یک نقشه ژئومورفولوژی مهندسی، یک ابزار مهم در بحث برنامه ریزی و توسعه است. این نقشه موکد این مساله است که پایداری عوارض زمین در سازه های مدنی، کشاورزی، صنعت، شبکه های حمل و نقل و اقامت گاه ها بسیار مهم است. از آنجایی که در این نوع از نقشه ها تمام داده های ژئولوژیکی - مهندسی، مورفولوژی و توپوگرافی ذخیره سازی می شوند، بنابراین توسعه و طراحی ناحیه باید برپایه این نوع از فرایند نگاشت قرار داشته باشد که در آن، زمین مورد استفاده و سایر جنبه ها را میتوان با توجه به پایداری و تناسب عوارض زمین و ناحیه مورد نظر، قانونمند نمود.
References
Cooke, R.U. and Doornkamp, J.(1974) Geomorphology in Environmental Management: An Introduction, Oxford: Clarendon Press.
Hails, J.R.(1977) Applied Geomorphology, Amsterdam: Elsevier.
Jha, V.C. and Mandal, U.K.(1997) Drainage Basin in Environmental Management: A Case Study of Eastern Nayer Basin, U.P. Himalayas, in P. Nag,V.K. Kumra and J. Singh(eds) Geography and Environment, Vol. 2, 204–225, New Delhi: Concept. Verstappen, H.Th.(1982) Applied Geomorphology, Amsterdam: Elsevier.
VIBHASH C. JHA (ترجمه احمد نوحه گر)
ENVIRONMENTAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی محیطی
ژئومورفولوژی محیطی، یکی از حوزه های کاربردی و عملی ژئومورفولوژی برای حل مسائلی است که در آنها، انسان ها می خواهند که فرایند های سطحی را تغییر دهند و یا مورد استفاده قرار دهند. با توجه به گفته Coates در سال های 1971 و 1972 تا 1975، این حوزه علمی شامل چالش ها و الگوها و قالب های زیر است:
یک : مطالعه فرایند های ژئومورفیک و زمین مورد نظرکه بر روی انسان اثرگذار می باشد، از جمله می تواند به پدیده های مخاطره امیز همانند سیل و زمین لغزه اشاره کرد.
2. تحلیل مسائلی که در آنها، انسان می خواهد که اکوسیستم زمین - آب را تغییر دهد و یا اینکه تغییرات از قبل ایجاد شده اند و می خواهد که یک سری فعالیت های جدید را نسبت به زوال و تغییرات رخ داده، صورت دهد.
3. استفاده انسان از عوامل ژئومورفیک و یا محصولات مربوطه، به عنوان منابع، همانند آب و یا شن و یا ماسه.
4. بررسی نحوه استفاده از ژئومورفولوژی در برنامه ریزی و مدیریت محیطی.
خیلی از پژوهشگران دیگر با ژئومورفولوژی زیست محیطی سروکار دارند و در رابطه با موضوعات و کاربرد های مختلف ژئومورفولوژی در فرم ژئومورفولوژی کاربردی، ژئومورفولوژی مهندسی و همچنین زمین شناسی مهندسی، بحث می کنند. ضروری نیست که ما در این جا ادبیات مربوطه را مورد مرور و بازبینی قرار دهیم بلکه کافی است که در بین خیلی از پژوهشگران، به Tricart(در سال های 1962، 1973 و 1978)، Verstappen در سال های 1968 و 1983، Craig و Craft در سال 1982 و همچنین Cendrero و همکارانش در سال 1992 اشاره کنیم.
اخیرا، Panizza در سال 1996، ژئومورفولوژی زیست محیطی را در قالب حوزه ای از علوم زمینی مطرح کرده است که به بررسی روابط موجود در بین انسان و محیط اختصاص دارد، مورد آخر درواقع تحت عنوان چشم انداز ژئومورفولوژیکی نام برده می شود. باید ما در ادامه اشاره کنیم که محیط زیست در حالت کلی از تعریف Panizza در سال 1988، در قالب دامنه ای از مولفه های فیزیکی و بیولوژیکی تعریف می شود که بر روی زندگی و توسعه و فعالیت های ارگانیسم های زنده، اثرگذار می باشند.
مولفه های ژئومورفولوژیکی محیط زیست ممکن است که از لحاظ شماتیک در فرم زیر تقسیم بندی شوند: منابع ژئومورفولوژیکی و مخاطرات ژئومورفولوژیکی. منابع ژئومورفولوژیکی شامل مواد خام و اولیه(مرتبط با فرایند های ژئومورفولوژیکی) و فرم های زمین، می باشند: که هر دوی آن برای انسان مفید هستند و یا اینکه ممکن است بسته به شرایط اقتصادی، اجتماعی و تکنولوژیکی، مفید باشند. به عنوان مثال، رسوب های کرانه ای یا همان ساحلی می توانند از لحاظ اقتصادی مهم و مفید تلقی گردند و زمانی که برای استخراج سنگ مورد بررسی هستند نیز می توانند که در قالب یک سری منابع ژئومورفولوژیکی تلقی شوند. به طور مشابه، یک ساحل می تواند ارزشمند باشد و به عنوان یک منبع ژئومورفولوژیکی تلقی شود وقتی که از آن به عنوان یک اقامتگاه ساحلی یاد بکنیم. همچنین می توان از چشم انداز علمی و فرهنگ نیز یک فرم زمین را به عنوان یک منبع در نظر گرفت: به عنوان مثال، یک ساحل دریایی را می توان در قالب یک مدل برای تحول ژئومورفولوژیکی تلقی نمود.
مخاطرات ژئومورفولوژی را می توان در قالب(Coates 1972–1975) احتمال این مساله تعریف نمود که یک پدیده مشخص و یا ناپایداری ژئومورفولوژیکی با یک بزرگی دامنه مشخص، در یک منطقه مشخص و در یک زمان مشخص، رخ بدهد. به عنوان مثال، در هر کدام از مناطق، احتمال رخ دادن یک زمین لغزش در یک بازه زمانی 50 ساله را می توان مورد ارزیابی قرار داد. بنابراین مخاطرات تابعی از بزرگی دامنه / شدت و فرکانس / احتمال برای یک پدیده می باشند(Varnes 1984). در خیلی از رویه های نقشه برداری از عبارت مستعد بودن استفاده می شود(e.g. Brabb et al. 1972) که چنین چیزی متناظر با یک مخاطره(hazard) خواهد بود وقتی که ما احتمالات مکانی یا همان فضایی مشخص را به احتمالات زمانی مشخص، ربط دهیم.
در محتوای روابط با محیط، عبارت انسان نشانگر : فعالیت های انسانی و آسیب پذیری نواحی مختلف می باشد. فعالیت انسانی، یک اقدام کاملا مشخص است که توسط انسان انجام می شود و ممکن است که ما آن را تحت عناوینی همانند شکار، کشاورزی، جنگل زدایی، استفاده از منابع طبیعی، کارهای مهندسی و غیره در نظر داشته باشیم. مداخلات انسانی ضرورتا در لایه نازکی از سطح زمین رخ می دهند که به عنوان یک واسطه در بین اتمسفر و لیتوسفر مطرح می باشد، عنی همان جایی که در آن اکثر تبادلات انرژی و پدیده های پیچیده رخ می دهند(Piacente 1996). امروزه به سختی می توان که این پدیده ها را در قالب طرح های کاملا مشخص و منسجم، محصور نمود، اما علیرغم این مساله می توان آنها را به صورت زیر خلاصه سازی کرد(Castiglioni 1979) : فرم های ساختگی، که به صورت مستقیم توسط فعالیت های انسانی مدلسازی می شوند، کارهایی که با هدف ایجاد انحراف، اصلاح کردن و یا بروزرسانی فعالیت های طبیعی انجام می شوند، تغییرات در پدیده های طبیعی که به صورت غیر مستقیم ناشی از فعالیت های انسانی هستند.
آسیب پذیری مناطق و نواحی، ناشی از فعالیت های ساکنان و تمام چیز هایی است که در اثر کارهای انسانی وجود دارند و یا اینکه به طور مستقیم نسبت به آسیب ها حساس هستند. در خلال یک کامپلکس یا ساختار پیچیده، می توان به جمعیت، ساختمان ها و سازه ها، زیرساخت ها، فعالیت های اقتصادی، سازمان های اجتماعی و هر گونه برنامه توسعه اشاره نمود که برای یک ناحیه مشخص، طرح ریزی می شود. به طور خلاصه، چنین چیزی متناظر با یک عنصر(ظاهر شده یا exposed) می باشد. همچنین آسیب پذیری را می توان در قالب سطح آسیب های بلقوه(Varnes 1984; Einstein 1988) تعریف نمود که برای یک عنصر در معرض مواجهه مشخص، مطرح می گردد، چنین چیزی در مواجهه با پدیده های احتمالی و یا واقعی با یک شدت مشخص، قرار دارد: ما به تعریف اول توجه بیشتری می کنیم که موکد عناصری نیست که در تعریف ما از مخاطرات مطرح می باشند.
با در نظر گرفتن رابطه بین محیط ژئومورفولوژیکی و انسان، دو احتمال مختلف را می توان مورد آزمون قرار داد(Panizza 1992)(شکل 55) :
1. منابع ژئومورفولوژیکی در رابطه با فعالیت های انسانی که در آنها محیط ژئومورفولوژیکی را می توان عمدتا نسبت به انسان(که عامل فعال است)، در فرض منفعل در نظر گرفت. به عبارت دیگر ممکن است که یک منبع با توجه به فعالیت های انسانی تخریب شود و یا دچار دگرگونی گردد(مثال: یک منظره کوه که می تواند توسط بولدوزر دچار تغییر شود). ما عواقب این فعالیت های انسانی را بر روی منابع ژئومورفولوژی، در قالب(اثرات) تعریف می کنیم. چنین چیزی شامل تغییرات فیزیکی، بیولوژیکی و اجتماعی است که مداخلات انسانی منجر به ایجاد آنها می شوند، که عبارت آخر در قالب عناصر ژئومورفولوژیکی مطرح می گردد. بناباراین، اثرات، در واقع محصول نهایی فعالیت های انسانی و منابع ژئومورفولوژیکی هستند.
شکل 55 : روابط بین محیط ژئومورفولوژیکی و انسان
دو : مخاطرات ژئومورفولوژیکی در رابطه با آسیب پذیری مناطق، که در آن، محیط ژئومورفولوژیکی را نسبت به انسان(که عامل منفعل است) به عنوان عامل فعال تلقی می کنیم. به عبارت دیگر، یک مخاطره ممکن است که منجر به تخریب ساختمان ها و زیرساخت ها شود(مثال: یک زمین لغزش یا فرسایش رودخانه که باعث تخریب جاده می شود). ما این عواقب ناشی از مخاطرات ژئومورفولوژیکی را در قالب ریسک تعریف می کنیم. به این عبارت توجه کنید: چنین چیزی یک ریسک طبیعی تلقی میشود که مرتبط با مخاطرات ژئومورفولوژیکی است. این عبارت اشاره به احتمال این مساله دارد که عواقب اجتماعی و اقتصادی یک پدیده مشخص که منعکس کننده ناپایداری ژئومورفولوژیکی می باشد، از یک آستانه عددی مشخص، فراتر می روند. بنابراین، ریسک برابر با محصول نهایی(حاصلضرب) مخاطرات ژئومورفولوژیکی و آسیب پذیری اقتصادی و اجتماعی انسان خواهد بود. چنین چیزی متناظر با(ریسک ویژه) است که توسط Varnes در سال 1984 تعریف شده است، که به معنای ضرر ها و تلفات در اثر یک منبع طبیعی مشخص، می باشد.
References
Brabb, E.E., Pampeyan, E.H. and Bonilla, M.G.(1972) Landslide susceptibility in San Mateo county,California, US Geological Survey Miscellaneous Field Studies Map MF-360, scale 1:62,500.
Castiglioni, G.B.(1979) Geomorfologia, Torino: UTET. Cendrero, A., Luttig, G. and Wolff, F.C.(eds)(1992) Planning the Use of Earth’s Surface, Berlin: Springer Verlag.
Coates, D.(ed.)(1971) Environmental Geomorphology, Proceedings Symposium State University of New York, Binghamton.
——(ed.)(1972–1975) Environmental Geomorphology and Landscape Conservation, 3 vols, Stroudsburg, PA: Hutchinson and Ross.
Craig, R.G. and Craft, J.L.(eds)(1982) Applied Geomorphology, London: Allen and Unwin.
Einstein, H.H.(1988) Landslide Risk Assessment Procedure, International Symposium on Landslides, Lausanne 2, 1,075–1,090.
Panizza, M.(1988) Geomorfologia applicata. Metodi di applicazione alla Pianificazione territoriale e alla Valutazione d’Impatto Ambientale, La Nuova Roma: Italia Scientifica.
——(1992) Geomorfologia, Bologna: Pitagora.
——(1996) Environmental Geomorphology, Amsterdam: Elsevier.
Piacente, S.(1996) Man as geomorphological agent, in M. Panizza(ed.) Environmental Geomorphology, Amsterdam: Elsevier.
Tricart, J.(1962) L’Epiderme de la Terre. Esquisse d’une geomorphologie appliquee, Paris: Masson.
——(1973) La geomorphologie dans les etudes integrees d’amenagement du milieu naturel, Annales de Geographie 82, 421–453.
——(1978) Geomorphologie applicab1e, Paris: Masson.
Varnes, D.J.(1984) Landslide Hazard Zonation: A Review of Principles and Practice, Paris: Unesco.
Verstappen, H.Th.(1968) Geomorphology and Environment, inaugural address, Delft: Waltman, 1–23.
——(1983) Applied Geomorphology, Amsterdam: Elsevier.
MARIO PANIZZA (ترجمه احمد نوحه گر)
EPEIROGENY – اپیروژنیک(خشکی زایی)
گیلبرت در سال 1890 در صفحه 340، در رساله خود در خصوص دریاچه Bonneville، تعریف یک عبارت تکتونیکی مشخص را، به صورت رسمی مطرح نمود: جابجایی پوسته زمین که باعث ایجاد خط الراس کوه می شود را تحت عنوان اوروژنیک نام می بریم.... فرایند شکل گیری کوه ها همان orogeny است، فرایند شکل گیری قاره ها نیز اپیروژنیک نام دارد و این دو مورد را در کنار هم تحت عنوان دیاستروفیک نام می بریم. Bloom در سال 1998 صفحه 43، بیان می کند که ما نیازمند تعریف کردن تکتونیسم غیر orogenic می باشیم(یعنی آن دسته از حرکات تکتونیکی که مرتبط با کمربندی های کوه ها نیستند) به همین خاطر وی epeirogeny را از لحاظ تعریفی به صورت زیر اصلاح می کند: جابجایی های تکتونیکی عمودی قاره ای از جریان هایی دارای دامنه نوسان اندک نسبت به طول موج، که در یک کمربندی orogenic رخ نمی دهند، و درواقع منجر به تغییر فرم صخره ها و یا سطح زمین نمی شوند، البته تا حدی که در خلال یک مواجهه منفرد قابل سنجش و اندازه گیری باشد.
این جابجایی های وسیع می توانند یا مثبت(به سمت بالا) و یا منفی(به سمت پایین - فرونشست) باشند. جابجایی های به سمت بالا در فرم epeirogenic را می توان به پلوم های موجود در پوسته نسبت داد که در واقع در پوسته های قاره ای زمین مطرح است، البته باید در این رابطه به فرایند هایی همانند گلاسیو- ایزوستاسی(glacio - isostacy) نیز توجه کرد. نرخ های epeirogeny معمولا دارای بزرگی دامنه ای با مرتبه 1 و یا 2(در بازه های زمانی مشخص) نسبت به نرخ های orogeny می باشند، اما مطالعات مرتبط با نرخ های کنونی در نئوتکتونیسم، پیشنهاد می کنند که واقعیت کنونی چنین نیست. در نواحی فعال از لحاظ epeirogency، ممکن است که شکافت و برش رودخانه رخ بدهد(Wisniewski and Pazzaglia 2002).
References
Bloom, A.L.(1998) Geomorphology, 3rd edition, New Jersey: Prentice Hall.
Gilbert, G.K.(1890) Lake Bonneville, United States Geological Survey Monograph No. 1.
Wisniewski, P.A. and Pazzaglia, F.J.(2002) Epeirogenic controls on Canadian River incision and landscape evolution, Great Plains of Northeastern New Mexico,
Journal of Geology 110, 437–456.
A.S. GOUDIE (ترجمه احمد نوحه گر)
EPIKARST - اپی کارست
اپی کارست یکی از بالاترین لایه های سنگ بستر کارست است که دچار فرسایش هوا یا همان هوازدگی شده اند و در زیر خاک قرار دارد(Klimchouk 2000) به چنین چیزی تحت عنوان ناحیه زیر پوستی نیز اشاره می شود(Williams 1983). زمانی که خاکی وجود نداشته باشد نیز ما باز هم شاهد اپی کارست هستیم، به عنوان مثال می توان به سنگ آهک ها و یا karrenfeld ها در آلپ اشاره کرد. اپی کارست از آنجایی توسعه پیدا می کند که آب باران با حل شدن دی اکسید کربن در اتمسفر و علی الخصوص در خاک، اسیدی می شود و بدین وسیله اسید کربنیک ضعیف را تولید می کند. در خلال نفوذ کردن مواد از سطح به سنگ بستر، این آب به بالاترین خاصیت انحلال خود در فاصله 10 متری از سطح، دست پیدا می کند، یعنی در نزدیکی به منبع دی اکسید کربن. نتیجه بدین شرح است که ترک های ریز در سنگ های آهک با فرسایش در نزدیکی سطح، گسترده می شوند، اما هر چه قدر که در عمق حرکت کنیم، وسعت انها کمتر می گردد. متعاقبا، نفوذ آب باران در karst در ابتدا سریع خواهد بود، اما جریان عمودی آب با فشار بیشتر و بیشتری مواجه می شود وقتی که عمق ترکیب ها افزایش پیدا می کند و بدین وسیله تعداد آنها و پهنه آنها کمتر می شود. چنین چیزی باعث می شود که یک اثر گلوگاهی بعد از باران های به شدت سنگین رخ بدهد، در نتیجه ما شاهد کمبود موقتی فرایند نفوذ آب در سفره های آبی اپی کارست می باشیم.
اتصالات، ترک ها و صفحات بستر، از لحاظ فضایی در داخل صخره ها متفاوت هستند که دلیل این مساله تاریخچه تکتونیکی و تغییرات در ویژگی های سنگ شناسی می باشد. در نتیجه وجود ترک های ریز گوناگون و ارتباط آنها با یکدیگر، جریان ها متفاوت خواهند بود. علیرغم این مساله، در نزدیکی سطح، ما شاهد اتصالات قابل توجه در صفحه افقی هستیم. بنابراین آب باران تمایل دارد که با توجه به اختلاط جانبی، همگن شود. در هر صورت در صفحه عمودی، یک سری از ترک های ریز، برای نفوذ عمودی نسبت به سایرین، مناسب تر هستند، به عنوان مثال می توان به اتصالات اصلی اشاره نمود که در بستر های مختلف نفوذ می کنند- علی الخصوص چنین چیزی زمانی مطرح می شود که اتصالات گوناگون با یکدیگر تلاقی می نمایند. در نتیجه این ترک های ریز، به عنوان مسیر های اصلی زهکشی، توسعه پیدا می کنند. آب در سفره های آبی اپی کارست به صورت عرضی و جانبی به سمت آن ها جریان پیدا می کند و در نتیجه، آنها در مواجهه با انحلال های بیشتری قرار می گیرند که به خاطر مکانیزم های بازخورد مثبت مطرح هستند، به علاوه باید اشاره کرد که نفوذپذیری عمودی نیز افزایش پیدا می کند. آب محصور شده در این ناحیه، به شدت ایزوله می شود چراکه به سمت پایین نفوذ می کند و بنابراین علیرغم همگن شدن اولیه، آب به صورت تدریجی به کیفیتی دست پیدا می کند که منعکس کننده میزان حضور آن در اپی کارست خواهد بود.
ناحیه اشباع شده در اپی کارست به خوبی بعد از یک باران سنگین، توسعه پیدا می کند، یعنی زمانی که ناحیه اشباع شده مذکور، همانند یک حوزه آبی معلق در بالای ناحیه آبی اصلی در karst. سطح پیزومتری اپی کارست در یک مسیر نشتی ارجح ادامه پیدا می کند که مشابه با مخروط فرورفتگی یا cone of depression در سطح پیزومتری می باشد که در یک چاه پمپی شاهد آن هستیم. جریان های مختلفی که در اپی کارست حضور دارند مرکز گرا هستند و نسبت به ناحیه زهکشی همگرا می باشند. قطر هر گونه solution doline که در نهایت در نتیجه انحلال متمرکز افزایش پیدا می کند، با توجه به شعاع مخروط drawdown(drawdown به معنای ارتفاع افت آب در چاه و غیره می باشد) تعیین می گردد.
References
Klimchouk, A.(2000) The formation of epikarst and its role in vadose speleogenesis, in A.B. Klimchouk, D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt(eds)
Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers,
Huntsville: National Speleological Society, 91–99. Williams, P.W.(1983) The role of the subcutaneous zone in karst hydrology, Journal of Hydrology
(Netherlands) 61, 45–67.
PAUL W. WILLIAMS (ترجمه احمد نوحه گر)
|