|
|
| |
 |
از Abration تا Alluvial |
 |
|
| | آخرین بروزرسانی: 1396/7/15 | |
|
A
ABRASION - سایش
در طی حمل رسوبات که بهوسیله باد، یخ، آب جاری، امواج و یا نیروی ثقل صورت میگیرد، برخورد ذرات در حال حمل با سطح سنگها موجب خراشیدن و سائیدن آنها میشود. میزان سایش به مقدار ذرات برخوردکننده و سختی و انرژی جنبشی این ذرات و همچنین مقاومت سنگ بستر بستگی دارد. سایش موجب کندن، صیقلیکردن، خراشیدن و یا هموارکردن سطح سنگ میشود. مثلاً در پرتگاههای ساحلی عمل سایش امواج موجب تشکیل سکوهای سایشی(معمولاً با شیب 1 درجه) میشود.
Further reading
Hamblin, W.K. and Christiansen, E.H. (2001) Earth’s Dynamic Systems, 9th edition, Upper Saddle River,
NJ: Prentice Hall.
STEVE WARD (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ACCRETION - تزاید
انباشت طبیعی رسوبات شسته شده از رودخانهها، دریاچهها یا دریاها موجب گسترش تدریجی قسمتی از سطح زمین میشود. این فرایند عامل اصلی تشکیل زمینهای مرطوب[1] است. وقوع سیلابها و پسروی بعدی جریان رود موجب بهجاگذاری رسوبات میشود. این رسوبات زمینه تشکیل خاک را در زمینهای مرطوب فراهم میآورند. اصطلاح تزاید در نظریه تکتونیک صفحهای هم به کار میرود. بدین صورت که در اثر برخورد صفحات قارهای با اقیانوسی رسوبات دریایی در مرزهای صفحه قارهای انباشته شده و موجب افزایش سطح قارهها میشوند.
Further reading
Pye, K. (1994) Sediment Transport and Depositional Processes, Oxford: Blackwell Scientific.
STEVE WARD – (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ACTIVE AND CAPABLE FAULT - گسل فعال و مستعد
در حال حاضر هیچ تعریف قابل قبولی برای گسل فعال در سطح بین المللی وجود ندارد و هیچ کاری نیز جهت تدوین معیارهایی برای شناسایی گسلهای فعال و رتبهبندی آنها صورت نگرفته است. این مسأله موجب ایجاد تعاریف متعددی از گسل فعال شده است که هم در ادبیات و هم در عمل با ابهاماتی همراه شده است.
سلمون و مکینی(1977) این موضوع را مورد بازبینی قرار دادند و پس از بررسی مقالات متعدد، تعاریف زیر را پیشنهاد نمودند. یک «گسل فعال» گسلی است که در رژیم سایزموتکتونیک فعلی دارای حرکت بوده و ممکن است در آینده نیز حرکاتی داشته باشد. فعالیت گسل را میتوان با شواهد تاریخی، زمینشناسی، لرزه شناسی، ژئودتیک و ژئوفیزیک تعیین نمود. تعاریف گسلهای مستعد برای مکانیابی راکتورهای هستهای صورت گرفته است. این اصطلاح به گسلهایی که طی 35000 سال گذشته یک بار جابجایی داشته یا حرکات با تکرار طبیعی در 500000 سال گذشته داشتهاند اطلاق میشود. گسلهایی که در کواترنری پسین فعال بودهاند هم در این محدوده قرار میگیرند.
اصطلاح گسل فعال در ژاپن به عنوان گسلی تعریف شد که در زمانهای زمین شناسی جدید مکرراً حرکت داشته و میتوانند درآینده نیز فعالیت داشته باشند، سپس این اصطلاح برای گسلهایی که در طی کواترنری حرکت داشتهاند به کار رفته است. تحلیل اشکال توپوگرافی مهمترین کلید در شناسایی گسل های فعال است .(RGAFJ 1980).
پانیزا و کاستالدینی(1987) در یک تعریف خاص، گسلها را در دو طبقه تفکیک نمودند: (1) گسل فعال : گسلی است که جابجایی سنگها و یا اشکال مشخص در آن به اثبات رسیده است. (2) گسلهای با فعالیت متوقف شده : این گسلها براساس مطالعات ژئومورفولوژیکی و یا سایر شواهد شناسایی میشوند. اما هیچ جابجایی قابل رؤیتی در سنگها و یا سایر اشکال مهم مشاهده نمیشود.
نقشه گسلهای بزرگ فعال در جهان، پنج طبقه سنی را نشان میدهد(دوره تاریخی تا 6/1 میلیون سال پیش). میزان لغزش گسل هم که نمایانگر فعالیت گسل است در چهار گروه از کمتر از 2/0 میلیمتر در سال تا بیش از 5 میلیمتر در سال طبقهبندی شده است. به همراه این نقشه پایگاه دادهای وجود دارد که شواهد گسلهای کواترنری، اظهارات ژئومورفیک و پارامترهای دیرینه لرزه شناسی را تشریح مینماید(Trifonov and Machette 1993).
در برخی واژه نامهها گسل فعال به صورت گسلی که حرکات بازگشتی داشته و معمولاً دارای جابجایی کوچک و دورهای و فعالیت لرزهای باشد و یا امکان حرکت در زمان حاضر را داشته باشدتعریف میشود (Ollier 1988).
ماچت(2000) در مقالهای اصطلاحات مربوط به گسلهای سایزموژنیک را که در امریکا کاربرد زیادی دارند، منتشر نمود. مؤلف بیان میکند که سه اصطلاح زیر در روشهای متعدد و یا برای کاربردهای مختلف مورد استفاده قرار میگیرند:
گسل فعال: برای تشریح حرکات یا عملکردهای معاصر به کار میرود(معنی معاصر چیست؟ زمان حاضر، زمان تاریخی، هولوسن یا کواترنری؟)
گسل مستعد : گسلی است که توانایی حرکت دارد.
گسل بالقوه فعال : گسلی است که توانایی فعال شدن را دارد(این تعریف مشابه با تعریف گسل مستعد است).
بادقت در تعاریف متعدد اینترنتی ابهاماتی در این اصطلاح پیدا شدکه شامل موارد زیر است:
- تعریف گسل فعال رضایتبخش نیست. در برخی موارد حداکثر سنی که میتوان با استفاده از روش کربن 14(35000 تا 50000 سال) اندازهگیری نمود به عنوان یک فاصله زمانی گسل فعال مورد استفاده قرار گرفته است: پس اگر یک گسل در این دوره زمانی فعالیت نداشته باشد غیرفعال است.
- گسلهای فعال ساختارهایی هستند که احتمال جابجایی در امتداد آنها مورد انتظار است. با این تعریف، چون یک زمین لرزه کم عمق فرایندی است که در سراسر یک گسل جابجایی ایجاد میکند. پس همهی زمین لرزههای کم عمق در گسلهای فعال رخ میدهند.
- گسلی که ممکن است جابجاییهای ناشی از زمین لرزههای دیگر را در آینده تحمل کند. این گسل به شرطی که یک بار یا بیشتر در 10000 سال اخیر حرکت داشته باشد به عنوان گسل فعال مورد توجه قرار میگیرد.
- گسل فعال، گسلی است که حداقل در دوره زمین شناسی جدید دارای حرکت بوده است. در کالیفرنیا تعریف این دوره بدین صورت است که حداقل یک حرکت در 11000 سال اخیر رخ داده باشد. اما در نقشههای نیوزیلند یک دورهی طولانیتر 125000 سال مورد نظر است.
به طور خلاصه در مفاهیم گسل فعال و گسل مستعد نکات زیر میتواند مورد توجه قرارگیرد:
- این اصطلاحات برای تعیین گسلهایی که در دوره زمین شناسی جدید حرکت داشته و یا ممکن است در زمان حال یا آینده حرکت نمایند به کار میروند.
- محدوده سنی آنها با توجه به نظر مؤلفین متفاوت است.
- گسلهای فعال اغلب به زمین لرزههای قدرتمند مربوط میشوند.
شناسایی گسلهای فعال و مستعد میتواند براساس شاخصهای مستقیم یا غیرمستقیم شامل مطالعات تاریخی، زمینشناسی، ژئومورفولوژیکی، ژئومورفیک، لرزه شناسی، ژئودتیک، ژئوشیمی، ژئوفیزیک و آتشفشان انجام شود.
درنهایت، جدا از جنبههای واژهشناسی برخی از گسلهای فعال و بزرگ جهان عبارتند از: گسل شمال آناتولی در ترکیه، دره بحرالمیت بین فلسطین اشغالی و اردن، گسل فیلیپین، گسل سن اندریاس در کالیفرنیا، گسل رودخانه رد در چین و گسل جنوب جزیره آلپین در نیوزیلند.
References
Bates, R.L. and Jackson, J.A. (1987) Glossary of Geology, American Geological Institute, Alexandria, VA.
Machette, M.N. (2000) Active, capable and potentially active faults: a paleoseismologic prospective, Journal of Geodynamics 29, 387–392.
Ollier, C.D. (1988) Glossary of Morphotectonics, 3rd edition, Dept of Geography and Planning, University of New England, Armidale, Australia.
Panizza, M. and Castaldini, D. (1987) Neotectonic research in applied geomorphological studies,Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 63, 173–211.
RGAFJ (The Research Group for Active Faults of Japan) (1980) Active faults in and around Japan: distribution and degree of activity, Journal of Natural Disaster Science 2(2), 61–99.
Slemmons, D.B. and McKinney, R. (1977) Definition of ‘active fault’, US Army Engineer Waterways Experiment Station, Soils and Pavements Laboratory,miscellaneous paper S, 77–8, Vicksburg.
Trifonov, V.G. and Machette, M.N. (1993) The world map of major active faults, Annali di Geofisica 36(3–4), 225–236.
DORIANO CASTALDINI AND DORINA CAMELIA ILIE (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ACTIVE LAYER - لایه فعال
لایه فعال، قسمت بالای پرمافراست است که در فصل تابستان ذوب میشود و در فصل زمستان مجدداً یخ میبندد. در نیمکره شمالی، حداکثر عمق این لایه در اواخر آگوست یا سپتامبر است. لایه فعال به علت ریشه دوانی گیاهان و تشکیل آبخوان فصلی برای اکولوژی منطقه پرمافراست بسیار مهم است. وجود یک لایه غنی از یخ در زیر لایه فعال مسئول آشفتگی پرمافراست است. عمیق شدن لایه فعال و ذوب یخ در زیر زمین منجر به فرونشینی زمینهای مسطح شده و در دامنهها موجب وقوع زمین لغزش با فرسایش تشدیدی میشود(Mackay 1970).
زمانی که دمای هوا بالاتر از صفر درجه سانتیگراد باشد با آب شدن پوشش برف لایه فعال هم ذوب میشود. عمق لایه فعال به مدت فصل ذوب، دمای سطحی، مقدار یخ در زیر زمین، هدایت گرمایی ذرات خاک و دمای نزدیک سطح پرمافراست بستگی دارد. بیشترین ضخامت لایه فعال در سنگ بستر است. زیرا یخ کمی برای ذوب شدن وجود دارد. در رسوبات منفصل ضخامت این لایه در خاکهای خشک ماسهای یا گراولی بیشتر است، این افزایش عمق به علت جابجایی گرما در آب زیرزمینی است وکمترین ضخامت هم در پیتها وجود دارد.
در پایان فصل ذوب، انجماد لایه فعال از سمت پایین به بالا شروع میشود. انجماد رو به بالا تا 10 درصد ضخامت را شامل میشود. در طی انجماد رو به بالا، رطوبت از کف لایه فعال به سمت پایین پرمافراست حرکت کرده و منجر به گسترش منطقه غنی از یخ میشود. به طور مشابه، آب موجود در خاک لایه فعال به سمت بالا حرکت کرده تا در نزدیک سطح زمین یخ میبندد. در نتیجه مرکز لایه فعال در زمان انجماد خشک میماند. همچنانکه زمین یخ میبندد سنگهای گیرافتاده در لایه فعال ممکن است با سمت بالا هل داده شوند. به طور مشخص این سنگها به دنبال ذوب تابستانی از پایین حمایت شده و منجر به حرکتشان به سطح زمین میشود.
انجماد و ذوب لایه فعال پراکنش سالانهی دمای سطحی پرمافراست را تغییر میدهند.سردشدن پرمافراست در پاییز با یخبندانی که ممکن است چندین ماه طول بکشد، به تأخیر میافتد، این شرایط به مقدار آب و پوشش برف بستگی دارد. میانگین دمای سالانه در لایه فعال با عمق کاهش مییابد، در نتیجه اختلاف فصلی در ویژگی های حرارتی خاک با انجماد و ذوب یخ شکل میگیرد. اختلاف در میانگین دمای سالانه بین سطح زمین و بالای پرمافراست ممکن است بیش از 2 درجه سلسیوس باشد که با مقدار آب و عمق لایه فعال افزایش مییابد((Romanovsky and Osterkamp 1995.
References
Mackay, J.R. (1970) Disturbances to the tundra and forest tundra environment of the western Arctic,Canadian Geotechnical Journal 7, 420–432.
Romanovsky, V.E. and Osterkamp, T.E. (1995) Interannual variations of the thermal regime of the active layer and near-surface permafrost in northern Alaska, Permafrost and Periglacial Processes 6, 313–335.
C.R. BURN (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ACTIVE MARGIN - حاشیه فعال
در نظریه تکتونیک صفحهای، پوسته اقیانوسی با گسترش کف دریا ایجاد میشود و پوستهی قدیمی در محل فرورانش از بین میرود. حاشیه قارهای که فرورانش در آن اتفاق میافتد حاشیه قارهای فعال نامیده میشود. حاشیههای فعال خصوصاً مرزهای اقیانوس آرام را اشغال مینمایند. مرزهای غربی اقیانوس آرام از نوع قوس جزیرهای هستند. حاشیههای غربی امریکا نوع دیگری هستند که در اینجا تشریح میشوند.
گسترش صفحه اقیانوس اطلس موجب حرکت امریکا به سمت غرب شده و فرورانش اتفاق افتاده است. این برخورد صفحه ای موجب چینخوردگی و بالا آمدگی لبه قارهای و تشکیل کوهستانها گردید. همچنین ایجاد یک گودال اقیانوسی عمیق موجب نهشتهگذاری رسوبات شد.
در عمل فرورانش ممکن است قطعه فرورانده شده، تراشیده شده و موجب تشکیل رسوبات در قطعه مقابل(فرورانده نشده) شود یا فرورانش ممکن است موجب تولید گرانیت و ماگمای آندزیتی شود که به صورت آتشفشان خارج میگردد. مرز صفحه اقیانوس آرام در آمریکا به سه واحد اصلی با مورفوتکتونیک متفاوت تقسیمبندی میشود که عبارتند از: آمریکای جنوبی، آمریکای مرکزی و آمریکای شمالی.
کوههای آند در قسمت غربی آمریکای جنوبی قرار دارند و بیشتر طول آنها به رشتههای غربی و شرقی تقسیم میشود. در بین این رشتهها گرابن وجود دارد که فرو رفتگی بینآندی[2] نام دارد. سنگ بستر از سنگهای پالئوزوئیک و مزوزوئیک چین خورده و گسلیده به همراه تودههای نفوذی گرانیتی است. قبل از اینکه ایگنمبریتها سطح وسیعی را بپوشانند، منطقه به شدت فرسایش یافت و در دوره نئوژن به دشت تبدیل گردید. این منطقه در پلیو-پلیستوسن به صورت قطعات گسلی بالاآمدگی پیدا کرد. استراتوولکانهای (آتشفشانهای لایهای) بزرگ با سن کواترنر در سطح هموار شده فوران نمودند. گسلهای رورانده بزرگ از مرکز آندها به صورت متقارن جدا شدهاند، سخت است که بوسیلهی فرورانش یکطرفه تشریح شوند.
یک گودال عمیق اقیانوسی به سمت شمال مکزیک گسترش یافته است. گودالها، گرابنها و گسلهای عادی زیادی دارند که نشان دهندهی بازشدگی است. رسوبات آنها معمولاً افقی هستند و برخی گودالها نیز خالی از رسوب هستند. پلوتونهای مزوزوئیک بزرگترین باتولیتهای گرانیتی جهان را در طول آندها تشکیل دادهاند و 15 درصد سطح آندها را شامل میشوند. راستای موازی با ساحل منشأ احتمالی آندها را نشان میدهد، اما پلوتونها 70 میلیون سال قبل شروع به بالا آمدن کردند و حدود 30 میلیون سال پیش خروج آنها قبل از بالاآمدگی آندها متوقف گردید(Gansser 1973).
آتشفشانهای بزرگ زیادی در امتداد آندها (برخی با فاصله و برخی به صورت دوخطی) یافت میشوند که مربوط به کواترنری هستند. آنها در بالای هورستها وجود دارند و معمولاً به فرورفتگی بین آندی نزدیک هستند. آمریکای مرکزی میتواند به عنوان قوس آمریکای میانی در نظرگرفته شود. در قسمت صفحه قارهای گودال اقیانوسی رسوب وجود ندارد و رسوبات داخل گودال هم به صورت افقی هستند.
- ی سنگهای متامورفیک و گرانیتها در هندوراس شمالی برونزد یافته است. این بلوک گسل خورده است و بوسیلهی فرورفتگی هندوراس به گرابن شمالی- جنوبی که در اوایل پلیوسن باز شده تقسیم شدهاند. رشتههای آتشفشانی نزدیک به ساحل جنوب شامل پنج قسمت به صورت خط مستقیم است. این مخروطهای جوان پایهی آتشفشانهای قدیمیتر را میسازند. مشابه این پایه، ارتفاعات آتشفشانی نیکاراگوئه را شکل میدهند و به وسیلهی پرتگاههای گسلی بزرگ آن را از آتشفشانهای جوان مجزا میکند. این آتشفشانها در جهت شمال با ماسیف هندوراس همپوشانی دارند.
باریکه خشکی متصل به پاناما و سنگهای آتشفشانی نیکاراگوئه رشته آتشفشانی جوان نیستند و شامل آتشفشانهای قدیمیتر میشوند. در این جا بلوکهای گسل خورده عمومیت دارد.
شمال غربی امریکا عمدتاً مخلوطی از سنگهای بیگانه هستند(Howell 1989) .گسلهای امتداد لغز فراوانی (مثل گسل سن آندریاس) با حرکات صدها کیلومتری وجود دارند. هیچ گودال اقیانوسی وجود ندارد اما یک توپوگرافی اقیانوسی از حوضهها و فرورفتگیها وجود دارد که احتمالاً با بلوکهای گسلهای امتدادلغز در ارتباط هستند. شاید این اختلاف به علت وجود رشتههای میان اقیانوسی باشد که تا نزدیکی مرز مکزیک و امریکا امتداد دارد. در جهت شمال، گسلهای ترانسفورم(امتداد لغز) مربوط به گسترش کف دریا بر حاشیه قارهای تأثیر گذاشته و جهتگیری تقریباً موازی گسلها با حاشیه قارهای شده است.
منطقه مرزی صفحه اقیانوس آرام در کشور آمریکا شامل دو رشتهی اصلی است: در غرب رشتههای ساحلی و در شرق به سمت شمال، کاسکادها[3] و در جهت جنوب سیرانوادا[4] هستند. رشتههای ساحلی به صورت یک قوس بزرگ و ساده شکل گرفتهاند. رشتههای کاسکاد عمدتاً یک توده عظیم از سنگهای آتشفشانی با تعداد زیادی استراتوولکان مشهور مانند کوه شاستا و کوه سنت هلنز هستند. سیرانوادا یک بلوک کج شده بزرگ است که در کواترنری ارتفاع یافته است. رشتههای ساحلی کانادا ادامهی کاسکادهای ایالات متحده بوده و به صورت یک قوس ساده هستند.
سطوح تسطیح شده[5] در کوردیلر[6] امریکایی عمومیت دارد (Ollier and Pain 2000).کوههای شمال امریکا در نئوژن و عمدتاً در 5 میلیون سال قبل ارتفاع یافتهاند. اگرچه فرورانش احتمالاً برای حیات اقیانوس آرام از حداقل 200 میلیون سال قبل ادامه داشته است.
نظریه تکتونیک صفحهای نه تنها برای رشتههای ساحلی به کار رفته است بلکه برای کوهستانهای داخل خشکی با طول 1500 کیلومتر هم استفاده شده است(Miller and Gans 1997) .کوههای راکی شامل بلوک های طویلی در همهی جهات از شرق به غرب هستند(کوههای یونیتا). این بلوکها هستههای پرکامبرین داشته و گسلهای رورانده در هر دو طرف آنها منشعب شدهاند. آنها با فاصله زیادی در داخل خشکی قرار دارند و بوسیله فرورانش تشریح میشوند. حوضههای کششی و بالا آمدگیهایی که در چند میلیون سال قبل رخ داده است آنها را از صفحه اقیانوس آرام مجزا میکند.
همان طور که گانسر(1973) تشریح کرده است، نظریه تکتونیک صفحهای که برای آندها استفاده شده یک مدل فرضی ساده شده است که با نقاب گذاشتن بر تاریخ زمینشناسی بسیار پیچیده، تنها بالاآمدگی مورفوژنتیکی اخیر آندهای به ظاهر یکنواخت را توجیه مینماید. این واقعیت برای شمال و مرکز آمریکا هم مصداق دارد.
References
Gansser, A. (1973) Facts and theories on the Andes,Journal of the Geological Society of London 129,93–131.
Howell, D.G. (1989) Tectonics of Suspect Terranes:Mountain Building and Continental Growth,London: Chapman and Hall.
Miller, E.L. and Gans, P.B. (1997) The North American Cordillera, in B.A. van der Pluijm and S. Marshak (eds) Earth Structure: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, 424–429, New York:WCB/McGraw-Hill.
Ollier, C.D. and Pain, C.F. (2000) The Origin of Mountains, London: Routledge.
Further reading
Leggett, J.K. (1982) Trench-Forearc Geology: Sedimentation and Tectonics in Modern and Ancient Active Plate Margins, Oxford: Blackwell.
Nairn, A.E.M., Stehli, F.G. and Uyeda, S. (1985) The Ocean Basins and Margins. Vol. 7A The Pacific Ocean, New York: Plenum.
SEE ALSO: mountain geomorphology; plate tectonics
(ترجمه: رضا اسماعیلی) CLIFF OLLIER
- – واقعیتگرایی
- گرایی مفهومی بر اساس این فرض است که عوامل امروزی تغییر محیط برای تشریح حوادث گذشته کافی است. عوامل تغییر در گذشته از نظر نوع، تفاوت ندارند بلکه اغلب از نظر انرژی از آنهایی که امروزه عمل میکنند متفاوتند. اصطلاح فرانسوی Actualisme و اصطلاح آلمانی aktualismus یا aktualiatsprinsip که عموماً در اروپا به کار میروند متضاد کاتاستروفیسم هستند. هوی کاس(1970) بین روششناسی واقعگرایی و توصیف تاریخی واقعگرایی را تفکیک نموده است. تغییرات جزر و مد در طی دورههای زمینشناسی یک مثال برجسته است. در روششناسی واقعگرایی بدین صورت نتیجه میشود که ماه و زمین بسیار به هم نزدیکتر بودند. بنابراین نیروی جاذبهی بین آنها قبل از 5/3 میلیارد سال پیش بیشتر بوده است. برای توصیف تاریخی کاتاستروفیست دامنهی تغییرات بسیار بزرگی برای جزر و مد مورد نیاز است.
Reference
Hooykaas, R. (1970) Catastrophism in Geology: Its Scientific Character in Relation to Actualism and Uniformitarianism, Amsterdam: North-Holland Publishing Co.
SEE ALSO: catastrophism; uniformitarianism
(ترجمه: رضا اسماعیلی) OLAV SLAYMAKER-
- - چسبندگی
به چسبیدن ماسههای بادی به یک سطح نمناک و مرطوب چسبندگی گفته میشود. چسبندگی بیشتر در سطح مرطوب میان تپههای فعال عمومیت دارند. همچنین ممکن است در صفحات ماسهای، سواحل، کرانههای رود یا قسمتهای مرطوب تپهها هم رخ میدهند. چین و شکنها و بسترهای هموار رایجترین اشکال سطحی هستند که از چسبندگی نتیجه میشوند و هریک از آنها با نهشتهگذاری ساختار رسوبی مشخصی را تشکیل میدهند. چسبیدن رسوبات به نمک در طی دورههای بسیار مرطوب از اشکال مرتبط با چسبندگی هستند.
Further reading
Kocurek, G. and Fielder, G. (1982) Adhesion structures,Journal of Sedimentary Petrology 52, 1,229–1,241.
GARY KOCUREK- (ترجمه: رضا اسماعیلی)
- - فرسایش بادی
- گیری چشماندازهای بیابانی بوسیله عمل فرسایش بادی، ائولیشن (فرسایش بادی) نام دارد(به فرسایش بادی خاک رجوع شود). در اوایل قرن بیستم، دورهای وجود داشت که «فرسایش بادی مفرط[7]» نام گرفت(Cooke and Warren 1973). ریشهی آن در کارهایی بود که توسط ژئومورفولوژیست های فرانسه و آلمان مانند والتر و پاساراگ در افریقا انجام شد. البته بیشتر کارها در این زمینه توسط کیس(1912) در آمریکا صورت گرفت. او عقیده داشت که مواد هوازده ترموکلاستی به وسیلهی باد تخلیه شده و به صورت صفحات گرد و غباری در حواشی بیابانها نهشته میشوند. او معتقد بود که نتیجه نهایی چنین فعالیتی تشکیل دشتهای بزرگ، رشتههای کوهستانی بدون پایکوه و ستونهای برجسته است. جملات زیر توسط او بیان شده است(ص 551):
« تحت شرایط دشتهای خشک کوهستانهای تیزی دیده میشوند. در بسیاری از دشتهای میانکوهی مناطق خشک سنگهای فرسایشی مشاهده میشوند که هیچ فعالیت مشخصی از عمل آب برای آنها قابل توجیه نیست. وجود دشتهای فلاتی مجزا که در خارج از سطح دشتهای عمومی به طور ناگهانی ارتفاع یافتهاند هیچ اثری از آبهای جاری مشاهده نمیشود و این یک ناهنجاری است که تنها در بیابان دیده میشود.»
- ی ژئومورفولوژیستهای آمریکایی دیدگاه مشابه کیس نداشتند برای مثال تولمن(1909) در مطالعاتش در منطقه بولسن آریزونا، نقش فرایندهای رودخانهای و بادی را در تشکیل سنگفرشهای بیابانی مورد توجه قرار داد. تعداد معتقدان فرسایش بادی که عقیده داشتند کل چشم انداز بوسیلهی باد شکل میگیرد از حدود سال 1920 به بعد کاهش یافت و این دیدگاه مقبولیت کمتری یافت. دلایل کاهش طرفداران این دیدگاه شامل موارد زیر است:
اول، چشماندازهای پدیمنتی بزرگ که در بیابانهای امریکا مشاهده شدهاند به دنبال کار مککی(1897) و سایرین، فعالیت شیت فلود را در هموارسازی ناهمواریها مورد توجه قرار دادند. دوم، از دلایل کاهش طرفداران این دیدگاه این بود که به نظر رسید که فرایندهای رودخانهای در شکلگیری بسیاری از چشماندازهای بیابانی نقش دارد. این عامل (آب) در طی دورههای بارانی(پلوویال) گسترش بیشتری داشته و اشکال پلیستوسن را نگهداری کردهاند. سوم، در مورد قدرت ترموکلاستی به عنوان یک فرایند ایجاد کنندهی سطوح بیابانی که مورد هجوم فرسایش باد قرار میگیرد، تردید ایجاد شد. این تردید عمدتاً به علت شبیهسازیهای آزمایشگاهی بوجود آمد. چهارم، وجود گراولها(سنگفرشهای بیابانی)، نمک و قشرهای رسی عمل حفر باد را در سطوح پایینتر از سطح آب محدود می نمایند. پنجم، آشکار گردید که بسیاری از نهشتههای لسی بزرگ دنیا در آمریکای شمالی، چین و شوروی سابق محصول فرسایش بادی مناطق یخچالی بوده است به جای اینکه از بیابانها باشند. عقیده این بود که عمل خردکردن یخچالی عامل بسیار مؤثری برای تولید ذرات کوارتز در اندازه سیلت باشد. ششم، مشخص گردید که همهی بیابانها یا تغذیه کافی از ماسه فرسایشی ندارند و یا باد با سرعت بالا برای فرسایش وجود ندارد. در نهایت اینکه، اشکالی که مصداق فرسایش بادی هستند(مانند یاردانگها، ونتی فکتها و ستونهای سنگی) در محیطهای رودخانهای کوچک و عجیب به نظر میرسند. در حالی که سایر اشکالی که احتمالاً منشأ بادی دارند(مانند سنگفرش بیابانی و چالههای بسته) ممکن است بوسیله سایر فرایندها هم قابل توضیح باشند. برای مثال سنگفرش بیابانی میتواند محصول جابجایی رسوبات ریزدانه بوسیله شیت فلود باشد یا اینکه میتوانند از فرایندهای جورشدگی عمودی مربوط به مرطوب و خشک شدن، ورود گرد و غبار، آبگیری نمک یا یخبندان و ذوب یخ بوجود آیند.
بادروبی ذرات ریزدانه تنها یک مکانیسم احتمالی تشکیل عارضه است. در حالتی مشابه، چالههای بسته میتوانند بوسیله حفر باد ایجاد شوند، اما ممکن است فرایندهای تکتونیکی، انحلال یا فعالیت های جانوری در تشکیل آنها نقش داشته باشند. با این وجود، قدرت فرسایش بادی را نمیتوان انکار کرد. چالههای بسته و اشکال تشکیل شده بوسیله باد(یاردانگها) لندفرمهای مهمی در برخی از مناطق خشک هستند و فرسایش بادی نقش مهمی در گسترش آنها دارد.
References
Cooke, R.U. and Warren, A. (1973) Geomorphology in Deserts, London: Batsford.
Keyes, C.R. (1912) Deflative scheme of the geographic cycle in an arid climate, Geological Society of America Bulletin 23, 537–562.
McGee, W.J. (1897) Sheetflood erosion, Geological Society of America Bulletin 8, 87–112.
Tolman, C.F. (1909) Erosion and deposition in the southern Arizona bolson region, Journal of Geology
17, 126–163.
A.S. GOUDIE (ترجمه: رضا اسماعیلی)
AEOLIAN GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی بادی
- ی اثرات باد در فرایندها و لندفرمهای سطح زمین، ژئومورفولوژی بادی نام دارد. این مطالعات بررسی مکانیسمهای فیزیکی و حرکت مواد در مقیاس یک ذره، مطالعهی گسترش لندفرمها مانند تپهها و یاردانگها و مطالعهی اثرات باد در مقیاس منطقهای مانند میدانهای ماسهای، صفحات ماسهای و نهشتههای لسی را شامل میشود. همچنین جنبههای کاربردی فعالیت فرسایش باد هم در این حیطه قرار دارد. در سالهای اخیر، تمرکز خاصی بر مطالعهی فرسایش بادی خاک در زمینهای کشاورزی خصوصاً در مناطق نیمه خشک صورت گرفته است. ژئومورفولوژی بادی مطالعهی دیرینه محیطی اشکال بادی را نیز شامل میشود، زیرا حساسیت در تغییرات فعالیت باد همانند فعالیت آب و یخ مهم است. همگام با سایر عوامل ژئومورفولوژیکی، تغییرات تکنولوژیکی در سالهای اخیر منجر به پیشرفتهای قابل توجهی در ژئومورفولوژی بادی گردید.
در مقیاس حرکت ذرات ماسه و غبار، کار اساسی بوسیله بگنولد انجام شد و کتاب فیزیک ماسههای وزشی و تپههای بیابانی خود را ارائه نمود(1941). پس از کارهای بگنولد، با استفاده از تونل باد و ابزارهای اندازهگیری میدانی پیشرفت قابل توجهی حاصل گردید. اگرچه مبانی فیزیکی حمل ماسههای بادی بیشتر بوسیله بگنولد تشریح شد ولی جزئیات بیشتر در طی سالهای اخیر به آن اضافه گردید.
در مقیاس لندفرمهای خاص هم پیشرفتهای قابل ملاحظهای صورت گرفت. با بهبود تکنولوژیکی جمعآوری داده، مطالعات زیادی در مورد وزش باد و شار ماسه در تپههای منفرد انجام شد(برای مثال تسوار 1983، والکر 1999) که بوسیله ی ویگز(2001) مورد بازبینی قرار گرفت. اغلب این کارها با بهبود تکنیک های نقشه برداری که قادر به اندازه گیری دقیق تغییرات هستند، انجام گردید (e.g. Tsoar 1983; Walker 1999). امروزه، رادار نفوذ کننده زمینی(GPR[8]) برای تشخیص ساختار درونی رسوبات تپه ها مورد استفاده قرار می گیرد و ارزیابی خوبی را از تاریخ تکامل تپه ها فراهم میآورد (e.g.Bristow et al. 2000). این مطالعات اشکال فرسایشی مانند یاردانگها و ونتیفکتها را هم مورد بررسی قرار میدهند (e.g. Laity 1994) .
در مقیاس منطقهای توسعهی سنجش از دور قادر است تا درک بهتری از روابط بین لندفرمها را ایجاد نماید. به علت دسترسی مشکل به مناطق بیابانی، پیشرفت سنجش از دور برای مطالعهی مناطق خشک اهمیت خاصی دارد. از پیشگامان این کار مککی و همکاران(1979) هستند که کاربردهای متعدد سنجش از دور را در مطالعات بادی انجام دادند. تصاویر سنجش از دور برای شبیهسازی نقشه الگوی تپهها (e.g. Al-Dabi et al. 1997)، کشف تغییرات کوچک در مورفولوژی تپه با استفاده از تصویربرداری رادار ترکیبی([9]SAR) با کیفیت بالا (e.g. Blumberg 1998) ، نقشه و کشف انتشار غبار از پلایاهای مناطق خشک (e.g. Eckardt et al. 2001) و کشف مجموعه های معدنی(e.g. White et al. 1997) مورد استفاده قرار گرفتهاند.
فعالیت باد به تغییرات کنترلهای محیطی مانند انرژی باد و رطوبت موجود حساس است، از این رو اشکال بادی میتوانند اطلاعات دیرینه محیطی خوبی را فراهم نمایند. سارنتین(1978) گسترش میدانهای تپهای در آخرین دوره یخچالی را به عنوان شاخصی از خشکی جهانی مورد استفاده قرار داد، اما مبنای طبقهبندی فعالیت بادی که در حال حاضر وجود دارد بسیار ساده شده به نظر می رسدThomas 1993) (Livingstone and. توسعهی تکنیکهای سنیابی لومینسنس اثر عمیقی در گسترش مطالعات بادی داشته است. بسیاری از نهشتههای بادی فاقد مواد آلی هستند، بنابراین برای سنیابی رادیوکربن مناسب نیستند. از اوایل دههی 1980 سنیابی لومینسنس در ابتدا فقط برای سنیابی ذرات کوارتز در نهشتههای بادی مانند تپهها و لسها مورد استفاده قرار میگرفت، اما امروزه سنیابی لومینسنس در مطالعات بادی در هر مکانی امکانپذیر است (e.g. Stokes et al. 1997).
بهبود تکنیکهای سنیابی منجر به توجه بیشتر در اطلاعات دیرینه محیطی لسها گردید. بهترین مستندات از این نهشتهها در فلات لسی چین وجود دارد. در این منطقه مغناطیس معدنی برای هوازدگی پالئوسل (دیرینه خاک) به کار رفته است. الگوهای واژگونی مغناطیسی برای سنیابی نهشته های 5/2 میلیون سال گذشته و اندازه ذرات لسی به عنوان شاخصی از سرعت باد قدیمی مورد استفاده قرار گرفتند.
- های بهکاررفته در نهشتههای لسی چین برای نهشته های لسی سایر مناطق نیز گسترش یافت و آگاهی از پراکندگی و ماهیت نهشتههای لسی در سطح جهان بیشترشد (e.g. Derbyshire 2001). ژئومورفولوژی بادی از ادعاهای کیس در اوایل قرن بیستم تاکنون تغییر کرده است. این تغییر از مطالعهی لندفرمهای خاص که فقط بوسیله باد ایجاد میشوند به نقش وسیعتر باد به همراه آب و یخ در شکلگیری چشماندازها بوده است (e.g. Bullard and Livingstone 2002).
References
Al-Dabi, H., Koch, M., Al-Sarawi, M. and El-Baz, F.(1997) Evolution of sand dune patterns in space and time in north-western Kuwait using Landsat images,Journal of Arid Environments 36, 15–24.
Bagnold, R.A. (1941) The Physics of Blown Sand and Desert Dunes, London: Methuen.
Blumberg, D.G. (1998) Remote sensing of desert dune forms by polarimetric synthetic aperture radar (SAR),Remote Sensing of the Environment 65, 204–216.
Bristow, C.S., Bailey, S.D. and Lancaster, N. (2000) The sedimentary structure of linear sand dunes, Nature 406, 56–59.
Bullard, J.E. and Livingstone, I. (2002) Interactions between aeolian and fluvial systems in dryland environments, Area 34, 8–16.
Derbyshire, E. (2001) Recent research on loess and palaeosols, pure and applied: a preface, Earth-Science Reviews 54, 1–4.
Eckardt, F., Drake, N., Goudie, A.S., White, K. and Viles, H. (2001) The role of playas in pedogenic gypsum crust formation in the central Namib desert: a theoretical model, Earth Surface Processes and Landforms 26, 1,177–1,193.
Kocurek, G. and Lancaster, N. (1999) Aeolian system sediment states: theory and Mojave Desert Kelso Dune field example, Sedimentology 46, 505–515.
Laity, J.E. (1994) Landforms of aeolian erosion, in A.D. Abrahams and A.J. Parsons (eds) Geomorphology of Desert Environments, 506–535, London: Chapman and Hall.
Livingstone, I. and Thomas, D.S.G. (1993) Modes of linear dune activity and their palaeoenvironmental significance: an evaluation with reference to southern African examples, in K. Pye (ed.) The Dynamics and Environmental Context of Aeolian Sedimentary Systems, Geological Society Special Publication 72, 91–101, London: Geological Society.
McKee, E.D. (ed.) (1979) A study of global sand seas, United States Geological Survey Professional Paper 1052.
Sarnthein, M. (1978) Sand deserts during glacial maximum and climatic optimum, Nature 272, 43–46.
Stokes, S., Thomas, D.S.G. and Washington, R. (1997) Multiple episodes of aridity in southern Africa since the last interglacial period, Nature 388, 154–158.
Stokes, S., Goudie, A.S., Ballard, J., Gifford, C., Samieh, S., Embabi, N. and El-Rashidi, O.A. (1999) Accurate dune displacement and morphometric data using kinematic GPS, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 116, 195–214.
Tsoar, H. (1983) Dynamic processes acting on a longitudinal (seif) dune, Sedimentology 30, 567–578.
Walker, I.J. (1999) Secondary airflow and sediment transport in the lee of a reversing dune, Earth Surface Processes and Landforms 24, 437–448.
White, K., Walden, J., Drake, N., Eckardt, F. and Settle, J. (1997) Mapping the iron oxide content of dune sands, Namib Sand Sea, Namibia, using Landsat Thematic Mapper data, Remote Sensing of the Environment 62, 30–39.
Wiggs, G.F.S. (2001) Desert dune processes and dynamics,Progress in Physical Geography 25, 53–79.
Further reading
Goudie, A.S., Livingstone, I. and Stokes, S. (eds) (1999)Aeolian Environments, Sediments and Landforms, Chichester: Wiley.
Livingstone, I. and Warren, A. (1996) Aeolian Geomorphology, London: Longman.
IAN LIVINGSTONE AND GILES F.S. WIGGS (ترجمه: رضا اسماعیلی)
AEOLIAN PROCESSES - فرایندهای بادی
باد حرکت مخلوطی از گازهاست که هوا را تشکیل میدهند. هوا مانند آب یک سیال است ومکانیسم فیزیکی مشابهی دارند. با این وجود، اثرات آب و باد در سطح زمین متفاوت است. چگالی هوا 100 برابر کمتر از آب است و فقط قادر به حمل ذرات کوچک است. همچنین باد مانند آب محدود به کانال نبوده و گسترهی بیشتری را تحت تأثیر قرار میدهد. علیرغم گستردگی وسیع باد، در بعضی اوقات فعالیتهای آن قابل شناسایی نیست. چند میلیمتر فرسایش یا نهشتهگذاری مواد در یک سطح وسیع، کمتر از فرسایش شیاری و گالیها و یا نهشتهگذاری موانع درون کانال رود به چشم میآید، گرچه ممکن است مقدار کل مواد جابجا شده مشابه باشد.
عوامل کنترلکننده فرایندهای بادی (Controls on aeolian processes)
اگرچه فعالیت بادی اغلب به بیابانهای گرم مربوط میشود اما فقط به این مناطق محدود نمیشود. فعالیتهای بادی به چندعامل اصلی نیازمند هستند که عبارتند از: انرژی کافی باد، اندازه رسوباتی که بتوانند بوسیله باد حمل شوند و شرایط سطح زمین که مواد مورد نیاز برای باد را فراهم میآورند. بنابراین فعالیت بادی بوسیلهی ظرفیت حمل، تغذیه رسوب و وجود رسوبات کنترل می شود (Kocurek and Lancaster 1999).
- ظرفیت حمل : بیشتر مناطق سطح زمین انرژی کافی باد را برای فرایندهای بادی دارند. بنابراین انرژی باد به ندرت یک عامل محدودکننده محسوب میگردد. بیابانهای عرضهای پایین، باد بیشتری نسبت به سایر مناطق دارند اما بیشترین فعالیت بادی در آنها رخ نمیدهد. در واقع باد خیزترین مناطق در سطح زمین در حوالی قطبها و مناطق ساحلی قرار دارند.
- تغذیه رسوب: باد مانند آب چگال یا چسبنده نیست، از این رو ذرات را به صورت انتخابی حمل مینماید. موادی که به راحتی بوسیلهی باد حرکت میکنند در اندازه ماسه ریز هستند باد به ندرت مواد درشتتر از ماسه را حمل میکند. با این حال، حمل ذرات گراولی(بزرگتر از 2 میلیمتر) از درههای خشک در قطب جنوب گزارش شده است، در این مناطق سرعت باد بسیار زیاد و هوا بسیار سرد و متراکم است. اندازه انتخابی باد بدین معنی است که مواد سطحی معمولاً باید در اندازه ماسه یا گرد وغبار باشند تا بتوانند حرکت کنند. لازم است که این رسوبات بوسیله سایر فرایندها مانند رودخانهای، یخچالی و یا دریایی دارای جورشدگی اولیه شوند. مخروط افکنهها، دشتهای یخ-آبرفتی و سواحل از مهمترین منابع تغذیه رسوبات برای باد هستند (Bullard and Livingstone 2002).
- دسترسی به رسوب: در بیابانها به علت عدم چسبندگی ذرات سطحی که معمولاً بوسیلهی خاک، پوشش گیاهی و یا رطوبت ایجاد میشوند فعالیت بادی افزایش مییابد. در سطح جهانی، فعالیت باد در عرضهای میانه بسیارکم است که علت آن فقدان باد یا عدم وجود رسوبات با اندازهی مناسب نیست بلکه شرایط سطحی زمین مانع از حرکت ذرات بوسیلهی باد میشود.
فرایندهای فرسایش بادی (Processes of wind erosion)
فرسایش بادی مواد در سطح زمین در نتیجه دو فرایند رخ می دهد: بادروبی[10] و سایش (هردو مکانیسم در آب جاری هم رخ میدهند. با این تفاوت که اصطلاح تنش سیال به جای بادروبی در ژئومورفولوژی رودخانه به کار میرود). بادروبی به سادگی موجب حرکت مواد بوسیلهی باد میشود. در سطوحی که گرد و غبار یا رسوبات با اندازه مناسب در معرض باد وجود دارد و یا مکانهایی که در نتیجه شخم زدن زمینهای کشاورزی، ماسه و خاکهای ریزدانه در معرض باد قرار میگیرند حساسیت به بادروبی بیشتر است. بمباران ذرات حمل شده بوسیله باد که به صورت جهشی جابجا میشوند موجب سایش میشوند. این ذرات حمل شده میتوانند موجب تراشیدن طبیعی سنگها و ایجاد اشکال شوند. یاردانگها و ونتیفکتها از اشکال ژئومورفولوژیکی هستند که بیشتر تحت تأثیر سایش باد قرار گرفتهاند.
حرکت اولیه رسوب (Sediment entrainment)
حرکت اولیه رسوب بوسیلهی باد در یک سطح ثابت و بدون فرسایش وقتی رخ میدهد که تنش برشی باد (که تابعی از سرعت باد، آشفتگی جریان و ناهمواری سطحی است) بر نیروی چسبندگی ذرات، آرایش رسوبات و وزن آنها غلبه نماید. نیروهای اصلی فرساینده شامل بلندکردن[11]، کشش شکلی[12] و کشش سطحی[13] است. دو نیروی اول از اختلاف فشار در اطراف یک ذره خاص ایجاد میشوند. سرعت بیشتر باد موجب کاهش فشار هوا میشود، بنابراین جاییکه جریان باد بر روی یک ذره سطحی تشدید میشود فشار در بالای ذره کم شده و در نتیجه نیروی بلند کننده موجب کنده شدن ذره به سمت بالا میشود. به طور مشابه، در جهت رو به باد یک ذره فشار بیشتر و در جهت پشت به باد فشار کمتر است، این اختلاف فشار موجب حرکت ذره می شود. این دو نیروی فشاری با کشش سطحی ترکیب میشوند. در کشش سطحی، تنش برشی باد قبل از ورود ذرات به جریان هوا، به طور مستقیم موجب حرکت ذرات سست می شود.
رابطه بین فرسایشپذیری و حرکت اولیه را میتوان به صورت ساده به دو پارامتر خلاصه نمود: تنش بحرانی باد[14] ( ) و قطر ذره (d) بگنولد(1941):
که : چگالی ذره، : شتاب ثقل، A : ضریب ثابت وابسته به عدد رینولدز (1/0 ≈) است.
معمولاً ذرات بزرگتر به تنش باد بیشتری برای کنده شدن نیاز دارند. با این وجود، همان طور که در شکل 1 نشان داده شده است این رابطه برای ذرات کوچکتر از حدود 06/0 میلیمتر (اندازه گرد و غبار) معکوس است. در این ذرات چسبندگی الکترواستاتیک و مولکولی افزایش یافته و نیروی فرساینده بیشتری مورد نیاز است. شکل 1 همچنین نشان میدهد که حساسترین اندازه ذرات برای حرکت، قطری بین 06/0 تا 4/0 میلی متر(در اندازه ذرات ماسه) دارند. این حساسیتپذیری ماسه برای حرکت، موجب انباشت تپههای وسیع و صفحات ماسهای در مناطق خشک میشوند.
شکل 1: رابطه بین اندازه ذرات و آستانه سرعت برشی مورد نیاز برای حرکت اولیه (after Chepil 1945)
یک فرایند مهم دیگر در حرکت ذرات ماسه، بمباران سطح بوسیلهی ذراتی است که قبلاً در حال حمل بودهاند. وقتیکه ذرات کمی بوسیله باد حرکت داشته باشند، آنها ممکن است بوسیله فرایند جهش مانند مسیر منحنی حرکت گلوله جابجا شوند. هر ذره جهشی که از طرف باد شتاب میگیرد آن را (شتاب وارده) به سطح ماسه اصابت شده میرساند. این برخورد میتواند تا ده ذره دیگر را در هوا پخش نماید و ممکن است موجب حرکت آنها بوسیله باد شود. بنابراین در حرکت اولیه ممکن است دو آستانه شناسایی شود: یکی آستانه سیال که شامل نیروهای کششی و بلندکننده(بالابرنده) باد است و دیگری آستانه برخورد که کمتر است و نیروهای باد را با سایر نیروهای برخورد ذرات در زمان حمل ترکیب می نماید(شکل 1).
وقتی سطح رسوب بوسیلهی نیروی باد در آستانه سیال شروع به فرسایش میکند، حمل رسوب در یک آستانه اصابتی پایینتری باقی میماند زیرا انرژی ناشی از ذرات جهشی در دسترس است. بنابراین وقتی حرکت اولیه شروع میشود ممکن است تنش برشی باد کاهش یابد، اما حمل رسوب تا زمانی که باد به زیر آستانه اصابتی جدید افت کند ادامه مییابد.
- های حمل (Transport mechanisms)
اندازه ذرات جدا شده نحوه حمل رسوبات را تعیین میکند. اگرچه حرکت اولیه ذرات غبار به راحتی انجام نمیشود اما سرعت رسوبگذاری آنها بسیار پایین بوده و میتوانند به صورت معلق حمل شوند. ذرات معلق در اتمسفر ممکن است چندین روز در هوا باقی بمانند و فواصل طولانی را طی نمایند. نهشتهگذاری غبار ساهاران در جنوب شرقی ایالات متحده یک مثال از این نوع است (Prospero 1999). حمل معلق اغلب به صورت هوای غبارآلود قابل رؤیت است اما بعضی اوقات غلظت آنها بیشتر شده و به طور واضحی در تصاویر ماهوارهای طیفی مشاهده میشوند، البته در مواردی هم حمل مواد معلق در توفان گرد و غباری موجب تاریکی میشود.
ذرات تا حدود 1 میلیمتر عموماً به صورت جهشی حمل میشوند. شکل 2 خط سیر جهش ذرات را با یک سرعت افزایش از حرکت اولیه تا اصابت ذره نشان میدهد. خطسیر واقعی یک ذره به ارتفاع جهش بستگی دارد. با ارتفاع گرفتن از سطح، سرعت باد به صورت لگاریتمی افزایش مییابد، بنابراین ذرهای که پرش رو به بالای بیشتری در مسیر باد داشته باشد شتاب حرکت آن افزایش یافته و با سرعت بیشتر فاصلهی دورتری را طی خواهد کرد. طول پرش به نظر می رسد حدود 15-12 برابر ارتفاع پرش باشد، اگر ذره در حال چرخش باشد و یک نیروی بالابرنده اضافه ایجاد نماید این فاصله بیشتر میشود که اثر ماگنوس[15] نام داردWhite and Schultz 1977) ). ارتفاع لایه جهش به سرعت باد و سختی سطحی که ذرات بر روی آن در حال جهیدن هستند بستگی دارد. ماسهای که بر روی یک سنگ یا یک سطح گراولی جهش میکند، در زمان اصابت ذرات، گشتاورش بسیار کمتر افت کرده و تا 3 متر نیز پرش رو به بالا خواهد داشت. به هرحال ارتفاع متوسط جهش حدود 2/0 متر است. مقدار ماسه در حال حمل به صورت تابع نمایی با ارتفاع کاهش مییابد و تا 80 درصد همهی فعالیت جهیدن در 02/0 متر از سطح رخ میدهد (Butterfield 1991).
شکل 2: مسیر حرکت گلولهای شکل ذرات ماسهای در حال جهش. w و u به ترتیب نشان دهندهی سرعت عمودی و افقی هستند (after Bagnold 1941).
ذراتی که در نتیجه اصابت یک ذره در حال جهیدن از جریان باد خارج میشود ممکن است مجدداً وارد سیستم جهش شوند. با این وجود، تعدادی از ذرات خارج شده ممکن سرعت کافی برای ورود به سیستم جهش را نداشته باشند و از این رو فقط به تنهایی در جهت رو به باد پرش میکنند. این فرایند در اصطلاح رپتیشن[16] نام دارد و تحقیق بیشتری در مورد عملکرد آن مورد نیاز است زیرا ممکن است در حمل بادی در نزدیکی سطح زمین بسیار مهم باشد(Anderson et al. 1991) .
روش آخر حمل ماسه خزیدن است که به صورت غلتیدن ذرات ماسهای بزرگتر(معمولاً بیش از 5/0 میلیمتر) صورت میگیرد. این فرایند از دو نیروی کشش باد در سطح ذرات و سرعت بالای اصابت ذرات در حال جهش نتیجه میشود. به نظر میرسد که فرایند خزش ممکن است تا یک چهارم میزان حمل بار بستر(جهش+خزش) محاسبه شود.
شار ماسه (Sand flux)
شار ماسه(q) حمل شده در طی یک حادثه فرسایشی، اغلب به صورت توان سوم(مکعب) سرعت برشی باد ( ) است. بیشتر این روابط از تحلیلهای تئوریکی و یا از تجربیات تونل باد بدست آمدهاند و عبارت کلی آن از لتاو و لتاو( 1978) به صورت زیر است:
که C: عدد ثابت 2/4، d: قطر ذره، D: قطر ذره استاندارد(25/0 میلی متر)، : آستانه سرعت برشی حرکت ذره، : چگالی هوا و : شتاب ثقل است.
روابط تجربی بسیارکمی مانند رابطه بالا وجود داردکه نشان دهندهی تغییرات قابل توجهی بین میزان مشاهده شده و مقدار پیشبینی شده است. چنین تفاوتی وقتی بوجود میآید که ماهیت پیچیده سیستم جهش مورد نظر است. همچنین تغییرات در زمین، پوششگیاهی، رطوبت سطحی و یا آشفتگی باد به ندرت در این روابط مورد توجه قرارگرفتهاند. به علاوه اندازهگیری دقیق شار ماسه در محیط طبیعی بسیار مشکل است و کارآیی تلههای رسوبگیر هم بین 20 تا 70 درصد است (Jones and Willetts 1979).
- گذاری (Deposition)
- که تنش برشی بر نیروهای سکون غلبه نماید مواد شروع به حرکت میکنند، پس رسوبات وقتی نهشته میشوند که تنش برشی کمتر از این نیروها باشد. این حالت هم در مقیاس بزرگ و هم در مقیاس کوچک صورت میگیرد. در مقیاس بزرگتر، اگر الگوی باد منطقهایی، منجر به کاهش سرعت باد شود صفحات ماسهای یا میدانهای تپهای تشکیل میشوند. در مقیاس کوچکتر، بی نظمیهای سطحی ممکن است مسئول نهشتهگذاری اشکال ماسهای کوچک باشند. مواد ریزتر که به صورت معلق حمل میشوند اغلب به صورت لس نهشته میشوند.
اگرچه فقدان پوششگیاهی معمولاً در حرکت ذرات بوسیلهی باد مهم است، وجود آن هم میتواند در به دام انداختن غبار و ماسه در اشکال رسوبی مهم باشد. گرد و غبار در جاهایی که پوششگیاهی مانع حرکت مجدد ذرات میشود موجب نهشتهگذاری لس میگردد، البته پوششگیاهی در تثبیت تپهها و رشتههای ساحلی هم مهم است.
References
Anderson, R.S., Sorensen, M. and Willetts, B.B. (1991)A review of recent progress in our understanding of aeolian sediment transport, Acta Mechanica Supplement 1, 1–19.
Bagnold, R.A. (1941) The Physics of Blown Sand and Desert Dunes, London: Methuen.
Bullard, J.E. and Livingstone, I. (2002) Interactions between aeolian and fluvial systems in dryland environments,Area 34, 8–16.
Butterfield, G.R. (1991) Grain transport rates in steady and unsteady turbulent airflows, Acta Mechanica Supplement 1, 97–122.
Chepil, W.S. (1945) Dynamics of wind erosion: 1. Nature of movement of soil by wind, Soil Science 60, 305–320.
Jones, J.R. and Willetts, B.B. (1979) Errors in measuring uniform aeolian sandflow by means of an adjustable trap, Sedimentology 26, 463–468.
Kocurek, G. and Lancaster, N. (1999) Aeolian system sediment states: theory and Mojave Desert Kelso Dune Field example, Sedimentology 46, 505–515.
Lettau, K. and Lettau, H.H. (1978) Experimental and micrometeorological field studies on dune migration, in H.H. Lettau and K. Lettau (eds) Exploring the World’s Driest Climates, University of Wisconsin- Madison, Institute for Environmental Studies, Report 101, 110–147.
Nickling, W.G. (1988) The initiation of particle movement by wind, Sedimentology 35, 499–511.
Prospero, J.M. (1999) Long-term measurements of the transport of African mineral dust to the south-eastern United States:implications for regional air quality, Journal of Geophysical Research 104, 15,917–15,927.
White, B.R. and Schultz, J.C. (1977) Magnus effect in saltation, Journal of Fluid Mechanics 81, 497–512.
Further reading
Livingstone, I. and Warren, A. (1996) Aeolian Geomorphology, London: Longman.
Nickling, W.G. (1994) Aeolian sediment transport and deposition, in K. Pye (ed.) Sediment Transport and Depositional Processes, 293–350, Oxford: Blackwell Scientific.
Wiggs, G.F.S. (1997) Sediment mobilisation by the wind, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology,2nd edition, 351–372, London: Wiley.
GILES F.S. WIGGS AND IAN LIVINGSTONE (ترجمه: رضا اسماعیلی)
- - ائولینیت
- یک ماسهسنگ سیمانی شده است که در نتیجه فرایندهای فرسایش، حمل و نهشتهگذاری باد ایجاد میشود. این نوع سنگ نامهای مختلفی دارد که عبارتند از ائولینیت(آمریکا)، میلیولیت[17](هند و خاورمیانه)، دان راک[18] (افریقای جنوبی)، کورکار[19](فلسطین اشغالی) و گرس دونایر[20](مدیترانه). ائولینیتهای دوره کواترنری عمدتاً بین 20 تا 40 درجه از خط استوا یافت میشوند، اگرچه در عرض 60 درجه شمالی هم نمونههایی مشاهده شده است. بیشتر ائولینیتها در گزارشهای زمینشناسی سن کواترنری داشته و ضخامت آنها بین 5/0 متر تا 100 متر متفاوت است.
اغلب ائولینیتها غنی از کربنات هستند، اگرچه اشکال سیلیسی هم وجود دارد. ائولینیتهای غنی از کربنات عمدتاً به منابع رسوب ساحلی دسترسی داشته و با خطوط ساحلی نسبتاً جدید یا قدیمی در ارتباط هستند. خطوط ساحلی مناطق نیمه خشک تا نیمه مرطوب حارهای مناسبترین مکان برای تشکیل ائولینیت هستند، بدین صورت که اقیانوسها ذرات زیستی صدفی یا اُاُلیتی تولید مینمایند، این ذرات بوسیله جریانهای ساحلی قدرتمند شکسته شده و به ساحل حمل میشوند، سپس شرایط اقلیمی، دیاژنز را ایجاد مینماید. درمحیطهای خشک، مناطقی که بادهای ساحلی قدرتمند دارند و تغذیه رسوبات زیاد است، تپهها ممکن است تا صدها کیلومتر به درون خشکی حمل شوند.
در امتداد خطوط ساحلی ائولینیتها اغلب اشکال طولی موازی یا مایل با خط ساحل را تشکیل میدهند که به صورت رشتههای عرضی نهشته شدهاند. تپهها اغلب در مقابل یکدیگر انباشته شده و ممکن است با هم مخلوط شوند. رسوبات ائولینیتها معمولاً در اندازه سیلت درشت تا ماسه هستند. رسوبات رسی به ندرت در آنها وجود دارد زیرا بوسیلهی باد حمل شده و به صورت معلق جابجا میشوند. انرژی ناکافی باد، حمل ذرات درشتتر از 2 میلیمتر را محدود میکند.
- ها ساختار لایهبندی مشخصی مانند لایهبندی مورب و لامیناسیون دارند که نشان دهندهی پیشروی و رشد تپهها است. شیب زیاد لایهها تا 34-30 درجه، پیشانی پرشیب تپهها را نشان میدهد. عموماً در اثر فرسایش اشکال سطحی تپههای قدیمی از بین میرود، در نتیجه نوع تپه و جهت حرکت ماسه از ساختار درونی تپه قابل استنباط است.
- شدگی ممکن است در منطقه وادوز آب زیرزمینی، منطقه مخلوط و یا سفره آب زیرزمینی رخ دهد. مهمترین فرایندهای دیاژنتیک در نتیجه تغییرات آراگونیت ناپایدار و ذرات کلسیتی با منیزیم بالا تا ذرات کلسیتی با منیزیم کم و سیمان انجام میشود. تعادل بین انحلال ذرات کربناتی با آبشویی و تولید سیمان میزان سخت شدگی تپه را کنترل میکند. منشأ اصلی سیمان از باقیماندههای اسکلتی(مانند صدفها، فرامینفرها، خارپوستان، جلبک ها و قطعات مرجانی)، اُاُلیتها، بیوتا، ذرات آئروسلی دریایی، گرد و غبار، سنگ بستر و آب زیرزمینی است.
دگرسانی ائولینیتها که بوسیلهی فرایندهای دیاژنتیک در محیطهای وادوز آب زیرزمینی ایجاد میشود به سه طریق رخ میدهد: 1- با از دست رفتن منیزیم از شبکههای کریستالی کلسیت با منیزیم بالا 2- با انحلال آراگونیت 3- با کلسیتی شدن آراگونیت در محل (برجا). عوامل مختلفی در دیاژنز ائولینیتها نقش دارند (Gardner and McLaren 1994). این عوامل کنترلکننده در مقیاس کلان شامل اقلیم، سطح آب دریا و زمان، در مقیاس متوسط شامل ذرات آئروسلی دریایی، گیاهان و بافت و در مقیاس کوچک شامل مقدار و میزان حرکت و شیمی آبهای منفذی میشوند.
ناپیوستگی عمده در ائولینیتها اغلب بوسیلهی پالئوسلها ایجاد میشوند که در نتیجه انحلال و هوازدگی گسترش مییابند. عموماً این خاکها تراروسا و لاتوسلهای سرخ رنگ هستند که به صورت درجازا گسترش مییابند و ممکن است شامل غبارهای باد وزشی هم شوند. هوازدگی بعدی ممکن است از انحلال کربناتها و کارستیفیکاسیون ایجاد شود. در محیطهای نیمه خشک، در نتیجه انحلال و ترسیب سریع در سطح زمین لایههای نازک کالکرتی پوسته میبندد.
سنیابی رادیومتریک ائولینیت بسیار مشکل است. اثرات دیاژنز نشان میدهد که شانس ناخالصی کلسیتهای ثانویه وجود دارد. به صورت اتفاقی، وجود صدفهای تغییرنیافته شرایط سنیابی رادیوکربن را فراهم میآورد(and Gardner 2000 (e.g. McLaren. علاوه بر سنیابی سریهای اورانیوم، راسمیزیشن[21] اسیدآمینه، سنیابی لومینسنس و روزنانس چرخش الکترون[22] برای توالیهای متعددی به کار رفته است(see Brooke 2001) . سنگشدگی مقاومت ائولینیت را در برابر فرسایش افزایش داده و موجب حفاظت بالقوه آنها در رکوردهای زمینشناسی میشود. انواع سیمانها، مقدار و توزیع آنها در ارتباط با ژئوشیمی میتواند به تفسیر دیرینه محیطها مانند شناسایی سطح آب زیرزمینی قدیمی، سطوح فرسایشی قدیمی یا میزان برونزد محیطهای دریایی کمک کند.
References
Brooke, B. (2001) The distribution of carbonate eolianite,Earth-Science Reviews 55, 135–164.
Gardner, R.A.M. and McLaren, S. (1994) Variability in early vadose carbonate diagenesis in sandstones, Earth-Science Reviews 36, 27–45.
McLaren, S. and Gardner, R.A.M. (2000) New radiocarbon dates from a Holocene aeolianite, Isla Cancun, Quintana Roo, Mexico, Holocene 10, 757–761.
SEE ALSO: karst
SUE MCLAREN (ترجمه: رضا اسماعیلی)
AGGRADATION - فراسازی
انباشت طولانی مدت رسوب در یک کانال موجب تعدیل نیمرخ رود و رشد عمودی سطح زمین میشود که به آن فراسازی گفته میشود. آب جاری، امواج، یخچال و باد از عوامل احتمالی این فرایند هستند. فراسازی میتواند در مقیاسهای مختلف مکانی و زمانی اتفاق افتد(به صورت تدریجی یا نقطهای) و ممکن است تحت شرایط اجباری یا غیر اجباری رخ دهد. اگرچه فراسازی یک فرایند طولانی مدت است اما با نوسانات کوتاه مدت حمل رسوب ارتباطی ندارد.
Further reading
Easterbrook, D.J. (1999) Surface Processes and Landforms, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ:Prentice Hall.
STEVE WARD (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ALAS - آلاس
آلاس یک لندفرم جنب یخچالی است که ریشهی یاکوتی دارد و اولین بار بوسیلهی محقق روسی سلوویف در دههی 1960 مورد استفاده قرار گرفت. آلاس به چالههای دایرهای و بیضی شکل با دیوارههای پرشیب و کف مسطح گفته میشود که اغلب بوسیله دریاچهها اشغال میشوند. قطر آلاسها معمولاً از 1/0 تا 15 کیلومتر و عمق آنها بین 3 تا 40 متر متغیر است. در بیان ژئومورفولوژیکی اثر چالههای آلاس در یک سطح تراس رودخانهای بی شباهت با یک کتل[23] یا چاله کتلی نیست که به صورت حفره یخچالی در دشتهای یخ-آبرفتی تشکیل میشوند. آلاس از نظر ژنتیکی یکی از اشکال ترموکارست است یعنی لندفرمی است که از نظرفرونشینی و پایین افتادن زمینهای یخ زده ایجاد میشود. لازمه گسترش آلاس وجود زمینهای با مقادیر زیاد یخ است. پوششگیاهی منطقه تایگا(جنگلهای مخروطی) است، با این وجود کف آلاس اغلب با علف پوشیده شده است.
فرایند تلفیق چاله های آلاس میتواند منجر به توسعهی درههای آلاسی شود. این درهها به صورت متناوب پهنای زیاد و باریک دارند، قسمتهای باریک نشان دهندهی مکانهای قبلی حوضه آبریز و قسمتهای عریض با شاخههای بدون خروجی مشخص میشوند. نیمرخهای طولی لزوماً به صورت تدریجی نیستند و نشان دهندهی این واقعیت هستند. آنها لندفرمهای ترموکارستی هستند به جای آنکه رودخانههای طبیعی عوارض را بریده باشند. در مناطق پست یاکوتیا، زهکشی رودخانه لنا موجب گسترش چالههای آلاسی شده و حدود 40 درصد تراس مرتفعتر رودخانهای را تحت تأثیر قرار داده است. به طور عجیبی درههای آلاسی، زمینهای کوچک تحت کشت را تشکیل میدهند.
اگرچه سکانسهای فرضی بازسازی شده از توسعه آلاس در متون مربوط به مناطق جنب یخچالی صورت گرفته است (Soloviev 1973) . اما کاربرد آن در مناطق خارج از یاکوتیا نیاز به تأیید دارد. یک عامل مهم این است که یاکوتیا فاقد یخچال است اما هنوز پرمافراست دوره کواترنری در آن وجود دارد. تخریب پوششگیاهی طبیعی که در نتیجه تغییرات اقلیمی، آتش سوزی جنگل یا فعالیت های انسانی ایجاد میشود میتواند موجب آشفتگی در رژیم حرارتی سطح زمین شده و مرحلهی اولیه توسعه آلاس را شکل دهد.
Reference
Soloviev, P.A. (1973) Thermokarst phenomena and landforms due to frost heaving in central Yakutia, Builetyn perglacjalny 23, 135–155.
SEE ALSO: ice wedge and related structures; permafrost; pingo; thermokarst
PETER WORSLEY (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ALIGNED DRAINAGE - زهکشی موازی
زهکشی موازی، ردیف شدن خطوط زهکشی است. در برخی از موارد زهکشی موازی یا ردیفی منطقه وسیعی را پوشش میدهند(به جای الگوی نرمال شاخه درختی). راسل(1939: 249) نوشت که:
« یکی از اشکال بسیار قابل توجه در گریت پلین های شمال غربی، جهت غالب شمال غربی- جنوب شرقی دره ها و خط الرأس ها است. جهت غالب دره ها و یال ها علل و نیروهایی را که موجب موازی شدن شبکه زهکشی را نشان میدهند».
راسل با استفاده از نقشههای موجود نشان دادکه در بخشهایی از جنوب غربی داکوتا، نبراسکای غربی، شمال غربی داکوتا، مونتانای غربی و وایومینگ شرقی الگوی زهکشی موازی توسعه یافته است. او پیشنهاد نمود که ردیفی شدن این شبکهها بوسیلهی عوامل ساختاری ایجاد نشده (این فرضیه در سایر مناطق کاملاً معتبر است) بلکه وجود تپههای ماسهای قدیمی و فرسایش کانالی بین تپهای خصوصاً در شیلهای پریری[24] که مستعد هستند عامل ایجاد آنها است. فرضیه بادی بوسیله فلینت(1955) مورد تأیید قرار گرفت، او بیان کرد که موازی بودن شبکه زهکشی به علت وجود تپههای خطی قدیمی یا بادروبی مواد حساس مانند شیل پریری است. شبکه موازی در دشتهای مرتفع تگزاس هم رخ داده است.
به طور مشابه، گسترش وسیع شبکه زهکشی موازی در بخشهایی از افریقا رخ داده است که با گسترش بیشتر بیابانهای کالاهاری و صحرا در ارتباط میباشد. برای مثال در آنگولای جنوبی، جایی که میانگین فعلی بارش سالانه 1200 میلیمتر است(بسیاری از آنها بیش از دهها کیلومتر طول دارند) رودها در راستای تپههای قدیمی مگاکالاهاری از شرق به غرب جاری هستند (Thomas and Shaw 1991) . در غرب افریقا شبکه زهکشی موازی با گسترش صحرا در پلیستوسن مرتبط است و در راستای جنوب به سمت نیجریه جنوبی و کامرون شکل گرفته است (Nichol 1998).
References
Flint, R.F. (1955) Pleistocene geology of eastern South Dakota, US Geological Survey Professional Paper 262.
Nichol, J.E. (1998) Quaternary climate and landscape development in west Africa: evidence from satellite images, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 42(3), 329–347.
Russell, W.L. (1929) Drainage alignment in the western Great Plains, Journal of Geology 37, 240–255.
Thomas, D.S.G. and Shaw, P.A. (1991) The Kalahari Environment, Cambridge: Cambridge University Press.
A.S. GOUDIE (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ALLOMETRY - آلومتری
آلومتری اندازهگیری تغییرات نسبی در بخشهایی از یک ارگانیسم است و به تغییر در اندازه کل ارگانیسم مرتبط میشود (Gould 1966). چورچ و مارک(1980) مباحث جامعی را از کاربردهای ژئومورفولوژیکی آلومتری ارائه نمودند.
روابط آلومتریک معمولاً به صورت قوانین توانی مانند y=axb تشریح میشوندکه x یک شاخص از مقیاس سیستم، y: یک خصیصه از سیستم، a: یک عدد ثابت و نمای b نسبت x و y است. چهار نوع تفکیک در این زمینه مورد نیاز است:
1- آلومتری و ایزومتری[25]: اگر x و y ابعاد یکسان داشته باشند، وقتیکه 1=b باشد ایزومتری بدست میآید. تحت این شرایط، هیچ تغییری در تناسب نسبی x و y با افزایش مقیاس وجود ندارد و سیستم به صورت خود تشابهای تشریح میشود. اگر 1≠b باشد رابطه آلومتریک است، بدین مفهوم که یک مقیاس با اعوجاج ژئومتری مرتبط میشود. برای مثال، در تحلیلهای انجام شده بوسیلهی بول(1964) در مورد مساحت مخروطافکنه با مساحت حوضه زهکشی مقدار 9/0=b محاسبه گردید و حالت آلومتری بدست آمد. این شاخص است که نشان میدهد حوضههای بزرگتر نسبت به حوضههای کوچکتر ذخیره رسوب کمتری دارند.
2- آلومتری منفی و مثبت: اگر 1<b باشد نسبت آلومتریک مثبت و اگر 1> bباشد رابطه آلومتریک منفی است. باید مراقب بود که ابعاد x و y یکسان باشد. برای مثال اگر y واحدی از طول (L) و x یک مساحت( 2 L) است پس مقدار b برابر با 5/0 نشان دهندهی ایزومتری و مقادیر b بزرگتر و کوچکتر از 5/0 به ترتیب نشان دهندهی آلومتری مثبت و منفی است.
3- آلومتری دینامیک و استاتیک: در زیستشناسی مقایسه ارگانیسمها در مراحل مختلف رشد نسبتاً آسان است(آلومتری دینامیک). اما لندفرمها معمولاً در یک لحظه از زمان و با کنترل کوچکی از سن مطلقشان مقایسه میشوند(آلومتری استاتیک). محدودیتهای جدی برای آلومتری استاتیک وجود دارد که بیش از همه ناهمگونی فضایی سازندهای زمین شناسی و مشکلات تعریف حوضههای زهکشی با روند تاریخی مشابه مهم است.
4- آلومتری ساده و پیچیده: اگر مقدار b یک رابطه آلومتری با تغییرات مقیاس سیستم تغییر نماید آلومتری پیچیده حاصل میشود. شواهد زیادی از آلومتری پیچیده وجود دارد که از تغییر فرایند غالب بین حوضههای با تسلط فرایندهای دامنهای و حوضههای با تسلط فرایندهای رودخانهای نتیجه میشود.
References
Bull, W.B. (1964) Geomorphology of segmented alluvialfans in western Fresno County, California, US Geological Survey Professional Paper 352-E, 89–129.
Church, M.A. and Mark, D.M. (1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.
Gould, S.J. (1966) Allometry and size in ontogeny and phylogeny, Cambridge Philosophical Society Biological Reviews 41, 587–640.
SEE ALSO: fractals
OLAV SLAYMAKER (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ALLUVIAL FAN - مخروط افکنه (مخروط آبرفتی)
- افکنهها لندفرمهای رسوبی هستند و در جایی که رودهای پرشیب و قدرتمند به منطقهای که قدرت آن کاهش یافته وارد میشوند، تشکیل میگردند. معمولاً طول آنها از دهها متر تا دهها کیلومتر متغیر است. آنها معمولاً شکل مخروطی داشته و به صورت شعاعی از رأس فاصله میگیرند، این رأس در نقطهای قرار میگیرد که کانال تغذیهکننده وارد مخروط میشود. شکل مخروط میتواند به علت وجود مخروطهای مجاور و یا دیوارههای دره تغییر نماید. به علاوه، پرشدگی منطقه رأس مخروط میتواند موجب پرشدگی در حوضههای کوهستانی شود. مخروطافکنهها اشکال سطحی هستند، با این حال اگر به سمت آب دریا گسترش یابند به عنوان دلتاهای مخروطی[26] شناخته میشوند.
بسیاری از مطالعات کلاسیک در مورد ویژگیهای مخروطافکنهها در حوضههای مناطق بیابانی جنوب غربی آمریکا انجام شده است (Blackwelder 1928; Blissenbach 1954; Hooke 1967)که در مقاله مروری بول (1977) به اوج خود رسیده است. پس از آن مطالعات متعددی از مخروطهای مناطق خشک با تأکید بر روابط بین فرایندهای رسوبی و مورفولوژی Wells and Harvey 1987; Blair and McPherson 1994)) و دینامیک مخروط(Harvey 1997) انجام شده است. همچنین مطالعاتی در مورد مخروطهای مناطق مرطوب صورت گرفته است (see Rachocki and Church 1990).
تشکیل مخروط افکنه (Fan occurrence)
- افکنهها در پیشانی کوهستانها و در محل تلاقی شاخههای رود تشکیل میشوند. در هر دو موقعیت، بار رسوبی فراوان و کاهش قدرت رود شرایط نهشتهگذاری را فراهم میآورد. این شرایط بوسیلهی تکامل بلندمدت لندفرم به انضمام موقعیت تکتونیکی و تاریخ فرسایش کنترل میشود. پیشانی کوهستانی ممکن است تحت کنترل گسل یا فرسایش باشد و در مواردی ممکن است مخروط سطح یک پدیمنت قدیمیتر را بپوشاند. موقعیت تلاقی رودها با تاریخ طولانی مدت بریده شدن مخروط کنترل میشود. وقوع مخروطافکنهها در مناطق کوهستانی یخچالی، جایی که درههای پرشیب به درههای یخچالی قدیمی و عریض متصل میشوند، عمومیت دارد.
در ادبیات تحقیق، بیشتر بر اهمیت مخروطافکنهها در کوهستانهای مناطق بیابانی تأکید شده است. در این مناطق سیلابهای ناگهانی رسوبات درشتدانه زیادی را حمل مینمایند و موقعیت نهشتهگذاری بوسیلهی تکتونیک منطقهای ایجاد میشود. به هر حال، فقط تکتونیک فعال و شرایط خشکی لازمهی تشکیل مخروط نیستند، مخروطها میتوانند در کوهستانهای مناطق مختلف اقلیمی و در مناطق تکتونیکی پایدار به شرط وجود رسوبات درشت دانه فراوان و افت ناگهانی قدرت رود تشکیل شوند. اما همچنانکه در ادامه بیان میشود مورفولوژی مخروط از نظر اقلیمی به تغذیه آب و رسوب واکنش نشان میدهد، تغییرات اقلیمی هم میتوانند موجب تغییر در فرایندها و مورفولوژی مخروط شوند.
فرایندهای مخروط افکنه ای (Fan processes)
فرایندهای تشکیل مخروط شامل چهار گروه میشوند. فرایندهای اولیهی انتقال رسوب به مخروط که اصولاً به وسیلهی جریانهای واریزهای[27] یا فرایندهای رودخانهای(جریانهای کانالی و یا صفحهای) صورت میگیرند. این فرایندها بوسیلهی رسوبات تشکیلدهندهی مخروط و مورفولوژی سطحی بیان میشوند. جریانهای واریزهای به صورت تودهای هستند و معمولاً مخلوطی از رسوبات درشت دانه تا اندازه قطعه سنگ و رسوبات ریزدانه(ماتریکس) دارند. اشکال رسوبی آنها ممکن است شامل اشکال زبانهای و خاکریز باشد. رسوبات رودخانهای در مخروطافکنهها معمولاً گراولها و قطعهسنگهای با جورشدگی متوسط هستندکه به صورت لایهبندی شده و یا عدسی مانند نهشته شدهاند. اشکال رسوبی رودخانهای ممکن است شامل اشکال کانال یا موانع کم عمق و توپوگرافی پست شود.
مخروط براساس فرایندهای اولیه به مخروط های جریانهای واریزهای و رودخانهای تقسیم میشوند. این فرایندها تحت کنترل حوضه بوده و به مخلوط آب و رسوب که مخروط را در طی سیلاب تغذیه میکنند، بستگی دارند. جریانهای واریزهای به صورت جریانهای غنی از رسوب عمل میکنند اما تحت شرایط رقیقشدگی به جریانهای انتقالی یا بسیار غلیظ[28] و سپس به جریانهای رودخانهای تبدیل میشوند. جریانهای واریزهای در جاهایی که غلظت رسوبات زیاد است مانند حوضههای کوچک و پرشیب عمومیت دارند (Kostaschuk et al. 1986). فرایندهای رودخانهای در حوضههای بزرگ و کم شیب رایجترند. فرایندهای اولیه عمدتاً بوسیلهی ویژگیهای حوضه کنترل میشوند. از این رو، روش قدیمی تفکیک بین مخروطهای خشک و مرطوب که براساس تفسیر اقلیمی صورت گرفته، منسوخ شده است.
فرایندهای ثانویه رسوبات مخروطها را بوسیلهی فرایندهای رودخانهای و در مناطق خشک بوسیلهی فرایندهای بادی جابجا مینمایند. سوم، فرایندهای تثبیت شامل تغییرات سطحی است که به علت تشکیل خاک و استقرار پوششگیاهی ایجاد میشود. چنین فرایندهایی ممکن است هیدرولوژی سطح مخروط را تحت تأثیر قرار دهند، اما در مطالعات مخروط افکنهها مهم هستند و اجازه میدهند سن نسبی قسمتهای مختلف مخروط ارزیابی شود (see McFadden et al. 1989). در مناطق خشک و نیمه خشک این فرایندها شامل تغییرات ایجاد شده بوسیله سنگفرش بیابانی و تشکیل و گسترش ورنی بیابانی و فرایندهای خاکزایی مانند تجمع کربنات ها و تشکیل کالکرت[29]ها میشود. در مناطق مرطوب کولونیهای خزهای و استقرار گیاهان بلندتر ممکن است برای تشکیل خاک مهم باشند. در نهایت(چهارم)، فرایندهای تقطیع[30](قطعه قطعه شدن) مخروط ممکن است سطح مخروط را فرسایش دهند. تقطیع ممکن است با افزایش سن سطح مخروط افزایش یابد یا تحت تأثیر تغییرات اقلیمی و تغییرات سطح اساس تشدید شوند.
مورفولوژی مخروط افکنه (Fan Morphology)
در زمینه موقعیت توپوگرافی، مورفولوژی مخروط فرایندهای تشکیل و تکامل مخروط را منعکس مینماید. روابط بین فرسایش و رسوبگذاری در مخروط میتواند بوسیلهی استیل مخروط تشریح شود(شکل 3) که آن هم به روابط بین قدرت سیلاب و تغذیه رسوب بستگی دارد. تحت شرایط کم قدرت و تغذیه ناچیز رسوب ممکن است مخروط غیرفعال شود. در شرایط تغذیه مازاد رسوب سطح مخروط افکنه بالا میآید، این حالت بوسیلهی جریان واریزهای یا فرایندهای رودخانهای صورت میگیرد که به مخلوط آب و رسوبی که مخروط را تغذیه مینمایند بستگی دارد. این فراسازی از رأس مخروط به سمت پایین مخروط صورت میگیرد. عموماً هم قدرت رود و هم تغذیه رسوب متوسط هستند. کانال تغذیهکننده، سطح مخروط را حفر نموده و یک شیار در رأس مخروط ایجاد مینماید، این شیار در وسط مخروط با سطح مخروط (درنقطه تقاطع) یکسان می شود(تصویر 1) و دورتر از آن رسوبگذاری اتفاق میافتد.
شکل 3 : استیلهای مخروط افکنه: واکنش به قدرت سیلاب و تغذیه رسوب (modified from Harvey 2002c)
عکس1: ویژگی های مورفولوژی مخروط افکنه : دره مرگ، کالیفرنیا(عکس از هاروی)
- : شیار رأس مخروط، i: نقطه تقاطع، o: سطوح مخروط قدیمی تر، y: سطوح مخروط جوانتر، a: بخش های رسوبگذاری فعال
چنین مخروطهایی به صورت تلسکوپی تشریح میشوند و میتوانند بوسیلهی پیشروی گسترش یابند. منطقهای که از رسوبات به هم پیوسته مخروطهای مجاور ایجاد میشود باهادا[31] نام دارد. اگر بهواسطهی انرژی رواناب و یا کمبود رسوب، قدرت رود زیاد شود ممکن است فرسایش غلبه پیدا کند. فرسایش ممکن است در منطقه رأس مخروط تمرکز یابد، البته ممکن است در میانه مخروط و یا در موارد سطح اساس، فرسایش در انتهای مخروط نیز فعال شود. در بسیاری از مخروطها ممکن است سطح اساس حداقل در یک دوره زمانی میان مدت ثابت باشد و فرایندهای مخروط بوسیلهی تغذیه آب و رسوب از حوضه کنترل میشوند. عامل اقلیمی(یا سایر تغییرات محیطی مثلاً در ارتباط با فعالیتهای انسانی) ممکن است موجب تغییر در تغذیه آب و رسوب شود و در نتیجه آن، استیل مخروط دچار فرسایش یا نهشتهگذاری بیشتر شود.
فرایند و تکامل دو جنبه مورفومتری مخروط را تشریح می نمایند. روابط معمولی مساحت مخروط و شیب مخروط با مساحت زهکشی به صورت زیر است:
که A : مساحت، G: گرادیان شیب، f: مخروط افکنه، d: حوضه زهکشی،pqab ضرایب ثابت هستند. برای رابطه مساحت مخروط نمای q معمولاً بین 7/0 تا 1/1 است و مقدار ثابت p نشان دهندهی سن مخروط، درجه محصور بودن، مساحت حوضه، زمینشناسی و اقلیم است.
برای رابطه شیب مخروط، نمای b معمولاً بین 15/0- تا 35/0 متغیر است و مقدار ثابت فرایندهای رسوبی اولیه را نشان می دهد (Harvey 1997). مخروطهای جریانهای واریزهای پرشیبتر از مخروطهای رودخانهای هستند. روابط سطح مخروط و نیمرخ کانال مخروط(شکل 4)، تاریخ فرسایش و نهشته گذاری و روابط متقابل بین اقلیم و کنترلهای رسوب و سطح اساس را نشان میدهد.
شکل 4 : روابط سطح مخروط و کانال مخروط
دینامیک مخروط افکنه (Fan dynamics)
سه مجموعه از عوامل بر ژئومورفولوژی مخروط افکنهها تأثیر میگذارند: 1) عوامل زمینهای و مکانی، خصوصاً تکتونیک و تاریخ ژئومورفیک 2) انتقال آب و رسوب به مخروط که توسط زمینشناسی حوضه و ناهمواری و عمدتاً اقلیم کنترل میشود. 3) عوامل مؤثر بر خود محیط مخروط به خصوص سطح اساس.
روابط متقابل بین عوامل تکتونیکی، اقلیمی و سطح اساس در تحقیقات مخروطهای آبرفتی مورد توجه زیادی قرار گرفت. تکتونیک و ژئومورفولوژی ممکن است موقعیت مخروط را کنترل نمایند، اما فقط برای مخروطهای کواترنری مورد وفاق هستند. اقلیم نقش اولیهای در تغییرات رفتار و دینامیک مخروط (Frostick and Reid 1989; Ritter et al. 1995) و تغییرات سطح اساس دارد (Harvey 2002a).
تغییرات اساسی در فرایندهای مخروط در واکنش به تغییرات اقلیمی کواترنری در بسیاری از مناطق صورت گرفته است و شامل مناطق خشک(e.g. Wells et al. 1987; Bull 1991) و مناطق معتدل مرطوب میشود، خصوصاً در مورد پاراگلیشال[32] مناطق کوهستانی که در زمان پلیستوسن یخچالی بودهاند (Ryder 1971).
- های آبرفتی اشکال مهمی در سیستمهای رودخانههای کوهستانی هستند. آنها به عنوان محل ذخیره رسوب عمل مینمایند و انتقال رسوبات درشت را از طریق سیستم رودخانهای تغییر میدهند. آنها تأثیر عمیقی در روابط سیستمهای رودخانهای دارند (Harvey 1997, 2002b). همچنین آنها یک رکورد رسوبی از تغییرات محیطی در مناطق کوهستانی را حفظ مینمایند.
References
Blackwelder, E. (1928) Mudflow as a geologic agent in semi-arid mountains, Geological Society of America Bulletin 39, 465–484.
Blair, T.C. and McPherson, J.G. (1994) Alluvial fan processes and forms, in A.D. Abrahams and A.J. Parsons (eds) Geomorphology of Desert Environments, 354–402, London: Chapman and Hall.
Blissenbach, E. (1954) Geology of alluvial fans in semiarid regions, Geological Society of America Bulletin 65, 175–190.
Bull, W.B. (1977) The alluvial fan environment,Progress in Physical Geography 1, 222–270.
——(1991) Geomorphic Responses to Climatic Change, Oxford: Oxford University Press.
Frostick, L.E. and Reid, I. (1989) Climatic versus tectonic controls of fan sequences: lessons from the Dead Sea, Israel, Journal of the Geological Society,London 146, 527–538.
Harvey, A.M. (1997) The role of alluvial fans in arid zone fluvial systems, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology: Process, Form and Change in Drylands, 2nd edition, 231–259, Chichester: Wiley.
——(2002a) The role of base-level change in the dissection of alluvial fans: case studies from southeast Spain and Nevada, Geomorphology 45, 67–87.
——(2002b) Effective timescales of coupling within fluvial systems, Geomorphology 44, 175–201.
——(2002c) Factors influencing the geomorphology of dry-region alluvial fans: a review, in A. Perez-Gonzalez, J. Vegas and M.J. Machado (eds) Aportaciones a la Geomorfologia de Espana en el Inicio del Tercer Mileno, 59–75, Madrid: Instituto Geologico y Minero de Espana.
Hooke, R. le B. (1967) Processes on arid region alluvial fans, Journal of Geology 75, 438–460.
Kostaschuk, R.A., MacDonald, G.M. and Putnam, P.E. (1986) Depositional processes and alluvial fan – drainage basin morphometric relationships near Banff, Alberta, Canada, Earth Surface Processes and Landforms 11, 471–484.
McFadden, L.D., Ritter, J.B. and Wells, S.G. (1989) Use of multiparameter relative-age methods for age estimation and correlation of alluvial fan surfaces on a desert piedmont, eastern Mojave Desert, California, Quaternary Research 32, 276–290.
Rachocki, A.H. and Church, M. (eds) (1990) Alluvial Fans: A Field Approach, Chichester: Wiley.
Ritter, J.B., Miller, J.R., Enzel, Y. and Wells, S.G. (1995) Reconciling the roles of tectonism and climate in Quaternary alluvial fan evolution, Geology 23,245–248.
Ryder, J.N. (1971) The stratigraphy and morphology of paraglacial alluvial fans in south central British Columbia, Canadian Journal of Earth Sciences 8,279–298.
Wells, S.G. and Harvey, A.M. (1987) Sedimentologic and geomorphic variations in storm generated alluvial fans, Howgill Fells, northwest England,Geological Society of America Bulletin 98, 182–198.
Wells, S.G., McFadden, L.D. and Dohrenwend, J.C. (1987) Influence of late Quaternary climatic change on geomorphic and pedogenic processes on a desert piedmont, eastern Mojave Desert, California, Quaternary Research 27, 130–146.
ADRIAN HARVEY (ترجمه: رضا اسماعیلی)
ALLUVIUM - آبرفت
- (Alluvium در زبان لاتین صفت Alluvius به معنی شسته شدن پیوسته است) اصطلاحی است که برای رسوباتی که بوسیلهی آب جاری در درههای رودخانهای و دلتاها نهشته میشوند، بهکارمیرود. رسوبات آبرفتی از شکسته شدن (هوازدگی) سنگها در زمین منشأ میگیرند، سپس این رسوبات بوسیلهی حرکات تودهای، جریان رواناب، جریان رود و دشت سیلابی جابجا شده و در قسمتهایی از دره رود که جریان آب کاهش مییابد، نهشته میشوند. آبرفتها در لندفرمهای مشخصی نهشته میشوند(مثلاً موانع کانالی، پرشدگی کانال، خاکریزها[33]، مخروطهای خاکریز بُر[34]، حوضههای سیلابی، مخروطها و دلتاها). رسوبات آبرفتی به طور معمول به صورت لایههایی از گراولها، ماسهها، سیلتها و رسها هستند و بافت و لایهبندی رسوبات بوسیله لندفرمهای مربوطه و نحوهی رسوبگذاری و فرسایش بعد از آن تعیین میشود. آبرفتها در سطح زمین در جایی نهشته میشوند که رودخانهها وجود دارند. ویژگیهای رسوبی آبرفتهای جدید برای تفسیر منشأ آبرفتهای قدیمی به کار میرود. آبرفتهای رودخانههای جدید و دشتهای سیلابی عموماً برای کشاورزی حاصلخیزند و منبعی برای آب زیرزمینی و برداشت شن و ماسه هستند. آبرفتهای قدیمی معمولاً از نظر اقتصادی منابع مهمی مانند آب، گاز، نفت، زغال سنگ و کانیهای پلاسری دارند. منشأ و ماهیت نهشتههای آبرفتی بوسیلهی بریج(2002) کارلینگ و داوسون(1996) و میال (1996) مورد بازبینی قرار گرفت.
ماهیت حمل و نهشتهگذاری آبرفتها (Nature of transport and deposition of alluvium)
جریان آب در رودخانههای آبرفتی و دشتهای سیلابی آشفته است. جریان آشفته آب در نتیجه رسوبات نسبتاً درشت(ماسه و گراول) که در نزدیکی بستر به صورت بار بستر حمل میشوند و رسوبات ریزدانه(ماسه، سیلت و رس) که به صورت معلق حمل میشوند ایجاد میگردد. تشکیل انواع اشکال بستری مانند چین و شکنها، تپهها و تپههای برگشته[35] به میزان حمل رسوب بستگی دارد. وقتیکه میزان حمل رسوب در بسترهای ماسهای زیاد و در بسترهای گراولی کم باشد بسترهای تقریباً هموار شکل میگیرند. ژئومتری چین و شکنها به اندازه رسوبات بستر بستگی دارد. ژئومتری تپهها و تپههای برگشته به عمق جریان بستگی دارد. موانع اشکال بستری بزرگتری هستند که درکانالها شکل میگیرند و ژئومتری آنها عمدتاً بوسیلهی عرض کانال کنترل میشود. چین و شکنها، تپهها و تپههای برگشته ممکن است بر روی موانع تحمیل شوند.
- گذاری آبرفتها عمدتاً به کاهش فضایی و زمانی سرعت جریان(در واقع تنش برشی بستر) و میزان حمل رسوب بستگی دارد. این نهشتهگذاری در یک مقیاس فضایی بسیار گسترده، در مناطقی که انبساط و انقباض جریان وجود دارد مانند دامنههای پشت به جریان اشکال بستری، لبه کانالهایی که آب آنها به دشت سیلابی وارد میشوند، کانالهای متروک، مناطق فرونشینی تکتونیکی و مناطقی که جریان آب به دریاچهها و دریاها(تشکیل دلتاها) وارد میشوند صورت میگیرد. بیشترین نهشتهگذاری در طی سیلابها وقتیکه سرعت جریان، تنش برشی بستر و میزان حمل رسوب زیاد است، رخ میدهد. اگر میزان رسوبات حمل شده زیاد باشد، کاهش فضایی میزان حمل رسوب موجب میشود نهشتهگذاری نسبتاً زیاد شود. با این وجود، بیشتر رسوبات نهشته شده در طی همان سیلاب و یا سیلابهای بعدی مجدداً فرسایش مییابند. بزرگترین رسوبات در جاهایی که تنش برشی بستر زیاد است(عمدتاً کانال ها) از بار بستر نهشته میشوند، در حالی که ریزترین رسوبات که به صورت بار معلق هستند عمدتاً در کانالهای متروک، حوضههای سیلابی و دریاچهها نهشته میشوند. رسوبات با اندازه متوسط از بار بستر و بار معلق نهشته میشوند. این حالت به سمت پایین دست دره، جایی که شیب کانال و تنش برشی بستر کاهش مییابد عمومیت دارد. همچنین آن میتواند با فاصله گرفتن جانبی از کانال و با کاهش تنش برشی در دشت سیلابی ایجاد شود.
لندفرم های آبرفتی (Alluvial landforms)
- های آبرفتی شامل انواع مختلفی از موانع هستند که ژئومتری و تکامل آنها الگوی کانال را تعیین مینماید. موانع ساده(واحد) در همهی کانالهای آبرفتی شکل میگیرند. در کانالهای پیچانرودی موانع واحد با پوینت بارهای مرکب در قوس داخلی رود ترکیب میشوند. در کانالهای شریانی[36] موانع واحد با موانع میانکانالی مرکب(موانع بریده بریده) و پوینت بارها ترکیب میشوند. همچنانکه تغذیه آب و یا رسوب افزایش مییابد کانالهای آبرفتی از پیچانرودی به شریانی تغییر میکنند. کانالهای مستقیم کمیاب هستند و وقتی که رود به اندازه کافی برای فرسایش کرانهها قدرت نداشته باشد ایجاد میشوند. موقعیت کانالها بوسیله فرسایش کرانه و نهشتهگذاری موانع و یا انحراف کانال تغییر مییابد. میانبری[37] میتواند کانالها را در کمربند کانالیشان منحرف نماید و کمربندهای کانالی میتوانند به موقعیتهای دیگر در دشت سیلابی منحرف گردند. کانال های متروک بوسیله میانبری یا تغییر مسیر رود با موانع مسدود شده و دریاچههای طولی را شکل میدهند.
- های سیلابی، مناطق مجاور رودها هستند که در طی سیلابهای فصلی به زیر آب میروند. خاکریزهای طبیعی، رسوبات انباشته شده تیغهای شکل هستند که به صورت رشتهای بین کانال رود و دشت سیلابی مجاور تشکیل میشوند. کانالهای خاکریز بُر خاکریزهای طبیعی را می برند و رسوبات را به صورت زبانهای به دشت سیلابی منتقل میکنند و مخروطهای خاکریزبُر را شکل میدهند. بعضی از خاکریزها با مخروطهای خاکریزبُر مجاور مخلوط میشوند. مخروطهای خاکریزبُر پلان مخروطی شکل دارند و شامل یک سیستم از کانالهای آناستوموسینگ(انشعابی) هستند. کانالهای فعال و متروک، خاکریزهای طبیعی و مخروطهای خاکریزبُر متشکل از رشتههای آبرفتی هستند که بالاتر از حوضههای سیلابی مجاور قرار دارند. رشتههای آبرفتی به علت نهشتهگذاری زیاد در اطراف کانال اصلی شکل میگیرند. حوضههای سیلابی شامل کانالهای دشت سیلابی، دریاچههای موقتی و دائمی و کانالهای متروک(رشته های آبرفتی) هستند.
- افکنهها و دلتاها مناطقی از نهشتههای آبرفتی هستند که به علت شکل پلانشان قابل تشخیص هستند. دلتاها در حجمی از آب ساکن ایجاد میشوند و به عنوان دلتاهای مخروطی شناخته میشوند. اصطلاح مخروط انتهایی برای مخروطهای مناطق خشک به کار میرود. در این مناطق جریان آب قبل از رسیدن به حاشیه مخروطها به درون زمین نفوذ میکند. مخروطهای آبرفتی در همهی اقلیمها در جایی که رودخانه محصور از یک منطقه پرشیب به یک منطقه نامحصور و کم شیب وارد می شود، تشکیل میگردند. تغییر ناگهانی شیب در جهت پایین دست رود موجب کاهش تنش برشی بستر و میزان حمل رسوب می شود، در نتیجه نهشتهگذاری صورت میگیرد. مخروطهای آبرفتی عموماً در مجاورت پرتگاههای گسلی رخ میدهند و نهشتههای مخروط با فرونشینی دیواره افزایش مییابد. معمولاً در هر زمانی یک کانال فعال در سطح مخروط وجود دارد، اما تغییر مسیر رود یک فرایند رایج است که به صورت کلی یا جزیی موجب متروک شدن کانالها در سطح مخروط میشود. جایی که سطح مخروط پرشیب است(و نسبتاً درشت دانه) جریانهای ثقلی رسوب، فرایند نهشتهگذاری رایج در جریان آب هستند.
یک دلتای رودخانهای انباشتی از رسوبات است که در محل ورود یک رودخانه به بدنه آبی(مثلاً یک دریاچه یا دریا) تشکیل میشود. در دهانهی رود، جریان محصور شده گسترش یافته(انبساط یافته) و رسوباتش را به جا میگذارد. بار بستر درشت دانه در نزدیکی دهانه انباشته میشود(به صورت بار دهانهای)، در حالی که رسوبات ریزتر که به صورت معلق حمل می شوند قبل از نهشته شدن وارد بدنهی آبی میشوند و تا فواصل دورتری حمل میگردند.
جریانهای موجود در بدنهی آبی(مرتبط با جزر و مد، امواج باد، جریانهای ژئواستروفیک یا جریانهای آشفته) ممکن است بعداً رسوبات نهشته شده را کنده و حمل نمایند. مورفولوژی و رسوبات دلتاها توازن بین این مراحل مختلف تشکیل دلتا را نشان میدهند. تراسهای رودخانهای باقیماندهای از دشتهای سیلابی، مخروط افکنهها و یا دشتهای دلتایی هستند که به علت فروسایی نسبت به رودخانه و دشت سیلابی جدید ارتفاع یافتهاند. حوادث مختلف فروسایی و نهشتهگذاری میتواند منجر به تشکیل یک سری از تراسها در ارتفاعهای مختلف و پرشدگی دره با یک ساختار درونی پیچیده شود.
- های آبرفتی (Alluvial deposits)
- های کانالی عمدتاً گراولها و ماسهها هستند که به دسترسی به رسوبات در اندازه های مختلف بستگی دارند. نهشتههای دشت سیلابی عمدتاً ماسهها، سیلتها و رسها هستند. مقیاسهای مختلف لایه بندی نهشتههای آبرفتی به مقیاس اشکال مربوط به نهشتهها بستگی دارد. چین و شکنها لایههای مورب کوچک مقیاس را تشکیل میدهند(ضخامت کمتر از 30 میلی متر)، تپهها، لایههای مورب متوسط مقیاس را ایجاد میکنند(ضخامت 30 میلیمتر تا چند متر)، موانع واحد، مجموعههای سادهای از لایههای شیب دار بزرگ مقیاس را تشکیل میدهند(ضخامت معمولاً دسی متر تا چند متر)، موانع مرکب مجموعهی پیچیدهای از لایههای شیبدار بزرگ مقیاس را میسازند(ضخامت چند متر تا دهها متر). پرشدگی کانال شامل نهشته هایی از موانع است که بوسیله سیلتها و رسهای دریاچهای پوشیده شدهاند. کمربندهای کانالی از موانع تحمیلی و پرشدگی کانال تشکیل شدهاند و معمولاً از چند متر تا دهها متر ضخامت و صدها تا هزاران متر عرض دارند.
خاکریزها، مخروطهای خاکریزبُر و دلتاهای دریاچهای ممکن است چند متر ضخامت و صدها تا هزاران متر طول و عرض داشته باشند و عمدتاً از ماسهها و سیلتها تشکیل شدهاند. پرشدگیهای دشت سیلابی- کانال معمولاً تا چند متر عمق و دهها تا صدها متر عرض دارد. نهشتههای سیلتی و رسی حوضههای سیلابی و دریاچهها عموماً به صورت سکانسهایی با ضخامت متری هستند. نهشتههای دشت سیلابی معمولاً تابع خاکزایی بوده و افقهای خاک در همه جای آبرفتها وجود دارند.
ماهیت و میزان توسعهی خاک برحسب زمان و فضا متغیر بوده و تابع میزان نهشتهگذاری دشت سیلابی، مواد مادری، ترکیب آب زیرزمینی، اقلیم و پوششگیاهی هستند. نسبت نهشتههای کانال (رسوبات درشت دانه) به نهشتههای دشت سیلابی(رسوبات ریزدانه) در پرشدگی دره به عواملی مانند فراوانی انحرافات کمربند کانال(تغییر مسیر)، عرض کانال نسبت به عرض دشت سیلابی، میزان نهشتهگذاری و فرونشینی و بالاآمدگی تکتونیکی دره بستگی دارد. نسبت بالای نهشتههای کانال در پرشدگی دره ها معمولاً در قسمتهای بالادست مخروط افکنه رخ می دهد، در این قسمت میزان نهشتهگذاری و فراوانی تغییر مسیر رود به صورت محلی زیاد است. همچنین در بخشهایی از درهها که نسبت به عرض کمربند کانال باریک هستند(درههای فروسایی شده) و در قسمتهایی از دره که فرونشینی تکتونیکی موجب تغییر مسیر کمربند کانال میشوند این نسبت وجود دارد.
نسبت پایین نهشتههای کانال در پرشدگی درهها معمولاً در جاهایی که عرض دشت سیلابی (دره) نسبت به عرض کمربند کانال بیشتر(مثلاً در دشت های دلتایی) بوده یا در بخشهایی از دشت سیلابی که بالاآمدگی تکتونیکی وجود دارد اتفاق میافتد. فراوانی تغییر مسیر رود، عرض نسبی کمربند کانال و دشت سیلابی، میزان نهشته گذاری و میزان فرونشینی یا بالاآمدگی بوسیله اقلیم، تغییرات سطح دریا و تکتونیک کنترل میشود، ماهیت پرشدگی دره هم در کنترل این عوامل هستند. به علاوه، تغییرات فضایی و زمانی اثرات اقلیم، تغییر ائواستاتیک سطح دریا و تکتونیک در نهشتهگذاری و فرسایش آبرفتها منتج به تغییرات فضایی در بافت و ساختار درونی آبرفتها میشوند. این تغییرات فضایی عموماً به صورت دورهای هستند.
References
Bridge, J.S. (2002) Rivers and Floodplains, Oxford:Blackwells.
Carling, P.A. and Dawson, M.R. (eds) (1996) Advances in Fluvial Dynamics and Stratigraphy, Chichester: Wiley.
Miall, A.D. (1996) The Geology of Fluvial Deposits, New York: Springer-Verlag.
SEE ALSO: aggradation; anabranching and anastomosing river; antidune; avulsion; bank erosion; bar, river; bedform; bedload; braided river; channel, alluvial; current, downstream fining; erosion; dune, fluvial; flood; flood plain; point bar; suspended load
JOHN S. BRIDGE ((ترجمه: رضا اسماعیلی
[2] - Inter-Andean depression
[6] - American cordillera
[7] - Extravagant aeolation
[8] - ground penetrating radar (GPR)
[9] - Synthetic Aperture Radar (SAR)
[14] - Critical wind shear
[22] - Electron spin resonance
[28] - Hyperconcentreated flows
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
