توجه : تمامی مطالب این سایت از سایت های دیگر جمع آوری شده است. در صورت مشاهده مطالب مغایر قوانین جمهوری اسلامی ایران یا عدم رضایت مدیر سایت مطالب کپی شده توسط ایدی موجود در بخش تماس با ما بالای سایت یا ساماندهی به ما اطلاع داده تا مطلب و سایت شما کاملا از لیست و سایت حذف شود. به امید ظهور مهدی (ع).

    به سنگ ها و رسوباتی که یخچال ها با خود حمل میکنند چه میگویند

    1 بازدید

    به سنگ ها و رسوباتی که یخچال ها با خود حمل میکنند چه میگویند را از سایت پست روزانه دریافت کنید.

    نکاتی درباره یخچال‌های طبیعی

    یخچال‌ها توده‌های بزرگی از یخ و برف می‌باشند که در مناطقی که آب و هوا سرد و یخبندان است تشکیل می‌شوند. در این نوع مناطق ریزش برف بیش از مقدار ذوب و تبخیر آن می‌باشد. البته وجود سرما در یک منطقه برای تشکیل یخچال کافی نیست. برای تشکیل یخچال علاوه بر وجود سرما حتما ریزش زیاد برف نیز لازم است. هرچه از مناطق استوایی به مناطق قطبی نزدیکتر شویم به علت کم شدن درجه حرارت خورشید یخچال‌ها در ارتفاع کمتری تشکیل می‌شوند.

    در دوران‌های گذشته مخصوصا در دوره پلیستوسن یخچال‌های طبیعی بخش وسیعی از قاره‌ها را می‌پوشاندند. ولی از آن زمان تابحال این یخچال‌ها پس ‌روی کرده‌اند و اثر زیادی بر توپوگرافی زمین گذاشته‌اند. امروزه در حدود 10 درصد از سطح زمین (حدود 16 میلیون کیلومتر مربع) توسط یخچال‌ها اشغال شده‌اند.

    جابجایی یخچال

    با بارش برفهای جدید،برفهای زیرین فشرده و محکمتر میشود و مانند توده‌ای خمیری حرکت میکند.به این ترتیب،یخچال طبیعی بوجود می‌آید.یخچال طبیعی به آرامی،حدود ۳ متر در سال،حرکت میکند.

     نیروی ویرانگر

    قدرت فرسایشی یخچالهای طبیعی بزرگ،بسیار زیاد است.حرکت آن به سمت پایین دامنه،باعث فرسایش دره به شکل U میشود.دره‌ای که در اثر یخچال طبیعی بوجود می‌آید،کف هموار و دیواره‌های عمودی دارد.

    کلاهکهای قطبی

    یخچالهای طبیعی که در قطبهای شمال و جنوب تشکیل شده‌اند،امکان دارد به اندازه یک کشور یا یک قاره باشند.این یخچالها را کلاهک‌های یخی یا صفحه‌های یخی مینامند. برف در قسمتهای مرکزی این خشکی‌ها می‌بارد و بسوی دریاهای کناری کشیده میشود.جنوبگان و گرینلند با پهنه‌های یخی پوشانده شده‌اند.

    عصر یخ

    بین ۶۰۰ فزار تا ۱۰ هزار سال پیش، کره زمین دوره‌های شدیدی از هوای سرد را طی کرد که عصر یخبندان نامیده می‌شوند. در هریک از این دوره‌ها، یخچالهای طبیعی وسیعی بخش زیادی از آمریکای شمالی، آسیا و اروپا تا نزدیکی لندن در انگلستان را پوشاند. بسیاری از دریاچه‌ها، دره‌ها و تپه‌هایی که امروز میبینیم، با این صفحه‌های یخی پوشیده شده بودند. نخستین مردمانی که در آمریکا ساکن شدند و از آسیا به آلاسکای امروزی آمدند، از یک گذرگاه یخی به بلندی ۱۰۰۰ متر گذشتند.

    پاره سنگ‌هایی که یخچال طبیعی باعث فرسایش آنها میشود،همراه با آن یخچال جابجا یا بار دیگر درون یخها لایه بندی میشوند یا روی یخها قرار می‌گیرند.این پاره سنگها را یخ رفت(ROFT) می‌گویند.هنگامی که پس از ذوب یخ،یخ رفتها در دماغه یخچال (پیشانی یخچال) بر جای می‌مانند،چشم اندازی از تپه‌ای غیر طبیعی از ماسه،رس و سنگ بوجود می‌آورند.

    برف و بهمن

    برف در اثر یخ‌زدن قطرات آب در هوا بوجود می‌آید که بصورت بلورهای بسیار زیبا و به انواع اشکال هگزاگونال دیده می‌شود. برف تازه بسیار سبک بوده و وزن مخصوصی در حدود 0.1 دارد. این برف در دامنه کوههایی که دارای شیب هستند جمع شده و بعد از مدتی در اثر انباشته شدن و سنگین شدن تحت اثر وزن خود به نقاط پست‌تر حرکت کرده و موجب تشکیل بهمن می‌شوند.

    حرکت یخچال‌ها

    در مناطقی که درجه حرارت متوسط سالیانه در حدود صفر درجه است اکثرا مقداری برف برروی زمین باقی می‌ماند که هر ساله به مقدار آن اضافه می‌شود. وقتی ضخامت این توده زیاد باشد در اثر وزون خودش به طرف پایین شروع به حرکت کرده و در نتیجه یخچال‌های طبیعی را تشکیل می‌دهد.

    سرعت حرکت یخچال‌ها متفاوت بوده و به عواملی چون شیب دره یخچالی ، ضخامت توده یخ ، صاف بوده دیواره‌ها و بستر دره و بالاخره به مقدار آب موجود در یخ بستگی دارد. اندازه گیری‌هایی که درباره سرعت حرکت یخچال‌های به عمل آمده است، نشان می‌دهد که یخچال‌ها بطور متوسط بین 30 سانتیمتر تا 1 متر در روز تغییر مکان می‌دهند.

    تخریب و حمل مواد بوسیله یخچال‌ها

    برف‌های یخچال‌ها در اثر وزن خود به تدریج متراکم شده و بعد از مدتی به یخ تبدیل می‌گردد. سپس این یخچال‌ها به آهستگی به طرف دره و ناحیه‌ای که ذوب می‌گردند حرکت می‌کنند. قدرت حمل یخچال‌ها بسیار بالا بوده و می‌توانند قطعات سنگ‌های بسیار بزرگی را همراه با قطعات سنگ‌ها کف و دو طرف بستر خود را حمل نمایند. حمل این قطعات توسط یخچال‌ها باعث ساییدگی کف و بستر رودخانه‌ها می‌شوند. به همین خاطر بستر یخچال و قطعات سنگ‌های همراه یخچال اغلب صاف و یا در سطح خطوطی را نشان می‌دهند.

    تمام مواد تخریبی که بوسیله یخچال‌ها حمل می‌شوند مورن (Moraine) نامیده می‌شوند که برحسب موقعیت و محل آن در یخچال‌ها به نام مورن‌های کناری (آنهایی که در کناره‌های یخچال جمع گشته‌اند) مورن‌های میانی (معمولا از برخورد دو مورن کناری تشکیل می‌شوند) و مورن‌های پیشانی (در اثر ذوب شدن یخچال در پیشانی یخچال جمع می‌گردند) نامیده می‌شوند.

    تقسیم‌بندی دیگری که برای مورن‌ها انجام داده‌اند برحسب این است که این مواد در روی یخچال ، در میان یخچال و یا در زیر یخچال می‌باشند آنها را به ترتیب مورن‌های روی یخچالی ، درون یخچالی و زیریخچالی نامگذاری می‌کنند. مورن‌ها تا پیشنای تا زمانی که یخچال ذوب می‌شود حمل می‌شوند.

    رسوبگذاری بوسیله یخچال‌ها

    در اثر ذوب یخچال مواد حمل شده که شامل قطعات ریز و دشت می‌باشد، رسوب می‌نمایند که این نوع رسوبات را Glacial drift می‌نامند. رسوبات یخچالی را به دو دسته رسوبات در هم یا تیل و رسوبات لایه‌لایه تقسیم می‌نمایند.

     تیل‌ها

    به رسوبات غیر منظم و طبقه‌بندی نشده یخچالی اطلاق می‌شود. مواد تشکیل دهنده این رسوبات از نظر ابعاد و قطعات و دانه‌ها تفاوت خیلی زیادی دارند و هیچگونه نظمی در آنها دیده نمی‌شود و کاملا فاقد جورشدگی می‌باشند. اندازه دانه‌ها در این رسوبات از قطعه سنگ‌های بسیار بزرگ تا رس تغییر می‌کند.

    تیل‌ها بیشتر شامل تخته‌سنگ‌های بسیار بزرگ و کوچک ، قلوه سنگ ، شن ، ماسه ، همراه با ذرات ریزتر از قبیل رس هستند. قطعات درشت‌تر در تیل‌ها در اثر فرسایش یخچالی دارای سطحی صاف و صیقلی شده و گاهی نیز مخطط می‌باشند. موقعی که تیل سخت گردد و به سنگ تبدیل شود، تیلیت نامیده می‌شوند.

    رسوبات لایه لایه

    آب حاصل از ذوب یخچال‌ها بصورت جوی و رودخانه جریان می‌یابد که دارای مقادیری ذرات ریز از قبیل رس و دانه‌های ریز ماسه می‌باشد. این مواد در محلی دورتر از یخچال و در محیط آرام رسوب می‌کنند. این رسوبات دارای لایه‌بندی بوده و دانه‌های آنها نیز از یکدیگر تفکیک شده‌اند.

    فرسایش یخچالی

    قدرت حمل مواد بوسیله یخچال‌ها بسیار زیاد می‌باشد و می‌توانند قطعات بسیار بزرگ را تا مسافت‌های طولانی حمل نمایند. در نتیجه موقعی که یخچال به حرکت در می‌آید سنگ‌های کف و بستر و دیواره‌های یخچال را با خود حمل کرده و همچنین باعث ساییدگی ، خراش و صیقلی شدن آنها می‌شود. این عمل فرسایش بوسیله یخچال‌ها را Earation می‌نامند. از پدیده‌هایی که در اثر فرسایش یخچالی بوجود می‌آید دره‌‌های یخچالی هستند. این دره‌ها معمولا دارای شکل U می‌باشند. در واقع دره‌هایی که مدت زمان زیادی توسط یخچال‌ها اشغال شده‌اند در اثر فرسایش به صورت U در می‌آیند.

    یکی دیگر از فرم‌هایی که در اثر فرسایش یخچالی بوجود می‌آید. دره‌های معلق است. وقتی یخچال دره بزرگی را اشغال می‌کند که شامل دره اصلی و دره‌های فرعی است از آنجایی که دره اصلی دارای یخ بیشتری است در نتیجه کف بستر خود را سریعتر حفر خواهد کرد و کف دره فرعی در بالای دره اصلی قرار خواهد گرفت. این اختلاف سطح که بین دره اصلی و دره فرعی بوجود می‌آید باعث تشکیل دره‌های فرعی می‌شود. یخچال‌ها باعث تخریب قله کوهها می‌شوند و آنها را نوک تیز و هرمی شکل می‌کند. این نوع فرسایش در کوههای آلپ بسیار زیاد دیده می‌شود.

     یخچالی شدن

    دریا‌ها و رودخانه‌های یخ متحرک که به یخچال طبیعی شهرت یافته‌اند، در قلب قطب شمال ، قطب جنوب و مناطق کوهستانی جهان ، توجه بسیاری از پژوهشگران را به خود جلب کرده‌اند. پژوهشگران دریافتند که یخچالهای طبیعی ، عوامل فعال فرسایش ، ترابری و رسوبگذاری در نواحی یاد شده می‌باشند و این توده‌های جذاب و گیرای یخ ، در گذشته بسیار گسترده‌تر از پهنای کنونی بوده‌اند. زمین‌شناسان نیز آموختند که یخ آخرین دوره یخچالی بزرگ ، مناطق وسیعی از چشم‌اندازهای زمین را در مناطقی که امروزه در نواحی معتدل نامیده می‌شوند، شکل داده و قالب ریزی کرده است.

    چگونگی تشکیل یخ یخچالهی طبیعی

    یخچال یخی است که در اثر تبلور مجدد برف تشکیل شده و و تحت تاثیر نیروی ثقل ، از جریانی رو به جلو برخوردار بوده و یا زمانی در گذشته ، جریان داشته است. این تعریف توده‌های یخی که در عرضهای جغرافیایی قطبی از آب دریا تشکیل می‌شوند و نیز کوههای یخ را از شمول تعریف یخچال طبیعی خارج می‌سازد. هر چند که کوههای یخ قطعاتی درشت هستند که از انتهای رو به دریای یخچالها ، شکسته و جدا شده‌اند. یخچالهای طبیعی نیز مانند رودهای سطحی و مخازن زیر زمینی آب ، برای تغذیه خود به اقیانوسها وابسته هستند. بدین ترتیب که بخشی از آب تبخیر شده اقیانوسها به صورت برف بر روی خشکی می‌بارد.

    اگر شرایط اقلیمی مناسب باشد، بخشی از این برف ممکن است که تابستان را بدون ذوب شدن پشت سر بگذارد. به تدریج و همزمان با گذشت سالها ، این انباشتگی ممکن است که رشد عمیق و عمیق‌تری یافته و نهایتا به تولید یخچالی طبیعی منجر شود. در مناطقی که مقدار بارش برف زمستانی بیش از مقدار برفی است که در طول تابستان ذوب می‌شود، گسترده‌ای از برفهای دائمی به نام برفدشت (Snowfield) چشم انداز زمین را می‌پوشاند.

     پراکندگی یخچالهای طبیعی جدید

    یخچالهای طبیعی جدید ، تقریبا 10% از مناطق خشکی جهان را می‌پوشاند. این یخچالها در نقاطی بسیار پراکنده ، مثلا آمریکای شمالی و جنوبی ، اروپا ، آسیا ، آفریقا ، قطب جنوب ، بسیاری از جزایر قطب شمال و جزایر اقیانوس آرام ، گینه نو و نیوزیلند می‌توان یافت. تعداد معدودی از یخچالهای دره‌ای تقریبا در استوا قرار دارند.

    کل مساحتی که بوسیله یخچالهای طبیعی موجود پوشانیده شده است 11.9 میلیون کیلومتر مربع تخمین زده شده است که 96% از این مقدار را صفحات یخ واقع در گرینلند و قطب جنوب تشکیل می‌دهند. صفحه یخی قطب جنوب ، تقریبا 15.3 میلیون کیلومتر مربع و صفحه گرینلند نیز 1.8 میلیون کیلومتر مربع را می‌پوشاند. کلاهکهای یخی کوچک و یخچالهای کوهستانی متعدد پراکنده نیز 4% بقیه را می‌سازند.

     تغذیه و تباهی یخچالهای طبیعی

    هنگامی که وزن توده‌ای از برف ، یخ برف و یخی که بالای برف مرز قرار دارد، به اندازه‌ای کافی زیاد می‌شود، حرکت آغاز شده و یخچالی طبیعی زاده می‌شود. این رود متحرک به طرف پایین جریان یافته و پس از عبور از برف مرز آنقدر به حرکت خود ادامه می‌دهد تا به ناحیه‌ای برسد که اتلاف و تباهی ناشی از تبخیر و ذوب برف به حدی زیاد شود که لبه پیشرو یخچال طبیعی ، دیگر قادر به جلو رفتن نباشد. در این حالت ، یخچال طبیعی به دو ناحیه تقسیم می‌شود، ناحیه انباشت و ناحیه تباهی.

    امروزه اکثر یخچالهای طبیعی جهان در حال پسروی هستند. این فرآیند ، بجز در برخی از موارد استثنایی از اواخر قرن نوزدهم هم جریان داشته است.

    منبع مطلب : iranglaciers.blogfa.com

    مدیر محترم سایت iranglaciers.blogfa.com لطفا اعلامیه بالای سایت را مطالعه کنید.

    انتقال رسوب

    انتقال رسوب

    انتقال رسوب، جابجایی ذرات جامد (رسوب) معمولاً در اثر ترکیب گرانش وارد بر رسوب یا جابجایی سیال حاوی رسوب است. انتقال رسوب در سامانه‌های طبیعی دارای سنگ آواری مانند ماسه، شن و قلوه‌سنگ، گل (خاک) یا رس رخ می‌دهد. سیال شامل هوا، آب یا یخ است. نیروی گرانش می‌تواند ذرات را روی سطح شیبداری که روی آن در حالت سکون هستند، حرکت دهد. انتقال رسوب ناشی از حرکت سیال در رودها، اقیانوس‌ها، دریاچه‌ها، دریاها و سایر توده‌های بزرگ آبی ناشی از جریان و جزر و مد رخ می‌دهد. هم‌چنین یخچال‌های طبیعی می‌توانند با حرکت خود، انتقال را موجب شوند. وزش باد روی سطوح خاکی نیز منجر به انتقال رسوب می‌شود. انتقال رسوب ناشی از نیروی گرانش عموماً در سطوح شیب‌دار مانند تپه‌ها، دیواره‌ها، پرتگاه‌ها و مرز فلات قاره با شیب قاره رخ می‌دهد.

    انتقال رسوب در بخش‌های رسوب‌شناسی، ژئومورفولوژی، مهندسی عمران و مهندسی محیط زیست اهمیت دارد. مطالعهٔ انتقال رسوب اغلب برای تعیین محل وقوع فرسایش یا رسوب‌گذاری و مقدار آن و زمان و مسافت رخداد آن انجام می‌شود.

    سازوکار[ویرایش]

    بادی[ویرایش]

    فرایندهای بادی حاصل فعالیت باد و به‌ویژه توانایی باد در شکل‌دادن و تغییر سطح زمین است. باد قادر به کاوش، جابه‌جایی و تراکم مواد است و در نواحی با پوشش گیاهی ضعیف، عاملی مؤثر در فرسایش رسوبات سست به‌شمار می‌رود. اگرچه در بیشتر محیط‌ها آب و فرایندهای رودخانه‌ای قدرت حمل رسوب بیشتری نسبت به باد دارند ولی فرایندهای بادی در محیط‌هایی مانند بیابان از اهمیت بیشتری برخوردار است.[۱]

    فرایند فرسایش بادی نتیجهٔ شکل‌گیری تلماسه‌ها و تپه‌های ماسه‌ای است. عموماً ذرات منتقل شده از نوع ماسه ریز (کوچک‌تر از ۱ میلی‌متر) و کوچکتر هستند، زیرا جو زمین سیالی با چگالی و گرانروی کم است و نمی‌تواند مقاومت برشی زیادی به بستر خود اعمال کند.

    شکل‌های بستر در محیط‌های خاکی توسط انتقال رسوب ناشی از باد ساخته می‌شوند. موج‌نقش[۲] و تلماسه‌ها[۳] پاسخ طبیعی به انتقال رسوب هستند.

    انتقال رسوب ناشی از باد در ساحل‌ها و نواحی خشک، متداول است. زیرا در این ناحیه‌ها بافت گیاهی وجود ندارد که از حرکت توده‌های ماسه جلوگیری کند. رطوبت موجود در نقاط مرطوب، باعث چسبیدن ذرات به یکدیگر و تثبیت پوشش خاک می‌شود.[۴]

    گرد و غبار بسیار ریزدانه که با وزش باد برمی‌خیزد، می‌تواند به لایه‌های بالاتر جو وارد شود و در هوای پیرامون زمین حرکت کند. گرد و غبار ناشی از صحرای بزرگ آفریقا در جزایر قناری و جزایر کارائیب[۵] و گرد و غبار ناشی از کانزاس در اقیانوس اطلس ترسیب می‌شود.[۶] این رسوب برای تقویت خاک و اکولوژی جزیره‌های متعددی اهمیت دارد.

    جابجایی رسوبات ریزدانه توسط باد، بادرفت نامیده می‌شود. این پدیده می‌تواند منجر به ایجاد گودال‌هایی در سطح زمین شود. پدیده بادرفت، زمانی که پوششی از شن‌های درشت و قلوه سنگ، سطح زمین را بپوشاند، متوقف می‌شود.[۷]

    آبی[ویرایش]

    رودخانه‌ها و نهرها به همراه آب، رسوبات را حمل و جابه‌جا می‌کنند. آب در هنگام جریان داشتن در بستر کانال خود قادر است رسوبات را به سمت پایین‌دست حوضه خود حمل و جابه‌جا نماید. این جابه‌جایی به شکل بار بستر و بار معلق یا محلول صورت می‌گیرد. میزان حمل رسوبات به مقدار موجود بودن رسوبات و میزان دبی رود دارد.[۸]

    همچنین رودخانه‌ها می‌توانند سنگ‌های بستر خود و دامنه‌های پیرامون خود را فرسایش داده و رسوبات جدیدی تولید نمایند. به‌این صورت رودخانه‌ها تنظیم‌کننده سطح اساس در تحول و دگرگونی چشم‌اندازهای بزرگ‌مقیاس در محیط‌های غیریخچالی محسوب می‌شوند.[۹][۱۰]

    فرایندهای رسوب رودخانه‌ای در پدیده‌هایی مانند رودخانه‌ها، جریان‌های آبی و سیل‌های ناگهانی به جریان آب وابسته هستند. رسوبی که توسط آب حمل می‌شود، می‌تواند از رسوبی که توسط هوا حمل می‌شود، بزرگ‌تر باشد. زیرا آب دارای چگالی و گرانروی بیشتری نسبت به هوا است. در رودخانه‌های معمولی، بزرگ‌ترین رسوب حمل شده در اندازهٔ ماسه و شن است، ولی سیلاب‌ها می‌توانند سنگفرش و قلوه‌سنگ را نیز حمل کنند.[۱۱]

    انتقال رسوب توسط جریان آب می‌تواند منجر به تشکیل موج‌نقش‌ها و تلماسه‌ها با الگوهای فرسایش دارای شکل خود متشابه، الگوهای پیچیدهٔ سامانه‌های رودخانه‌ای طبیعی و تشکیل دشت‌های سیلابی شود.[۱۲]

    ساحلی[ویرایش]

    باد، امواج، جزر و مد و جریان‌های دریایی مهم‌ترین فرایندهای تأثیرگذار در آب‌های ساحلی هستند. این فرایندها انرژی لازم را برای شکل‌دهی یا تغییر نوار ساحلی از طریق فرسایش، حمل و رسوب‌گذاری تأمین می‌کنند. با وجود این‌که امواج، جزر و مد و جریان‌های دریایی در ارتباط با همدیگر عمل می‌کنند، ولی یکی از فرایندها ممکن است اثر دیگر فرایندها را افزایش یا کاهش دهد.[۱۳] انتقال رسوب ساحلی در محیط‌های نزدیک ساحل بر اثر حرکت موج و جریان رخ می‌دهد. در دهانهٔ رودخانه‌ها، فرایندهای انتقال رسوب ساحلی و رسوب رودخانه‌ای با هم ترکیب می‌شوند و دلتاها را شکل می‌دهند.[۱۴] انتقال رسوب ساحلی باعث شکل‌گیری شکل‌های خاص ساحلی مانند جزیره سدی می‌شود.[۱۵]

    یخچالی[ویرایش]

    هنگامی که یخچال‌ها روی بستر خود حرکت می‌کنند، موادی با اندازه‌های گوناگون را با خود حمل می‌کنند. یخچال‌ها می‌توانند توده‌های بزرگی به ابعاد چند متر را جابجا کنند و سطح زیرین خود را صاف کنند. هم‌چنین یخچال‌ها می‌توانند صخره‌ها را به پودر سنگ تبدیل کنند که به اندازه‌ای ریز است که می‌تواند توسط باد، جابجا شود و تودهٔ بادرفت ایجاد کند. رسوب حمل شده توسط یخچال، تقریباً در امتداد خط سیر یخچال، حرکت می‌کند.[۱۶] حرکت تدریجی یخ به‌سمت پایین باعث سایش و برداشت سنگ‌های زیرین و کناری یخچال می‌شود. سایش یخچال موادی ریزدانه به‌نام آردسنگ یخچالی تولید می‌کند. آوار و رسوباتی که توسط یخچال حمل شده و پس از عقب‌نشینی یخچال به‌جا می‌ماند یخرفت نام دارد. فرسایش یخچالی باعث ایجاد دره‌های U شکل می‌شود، برخلاف دره‌های V شکل که منشاٰ رودخانه‌ای دارند.[۱۷]

    دامنه‌ای[ویرایش]

    سنگ و خاک تحت تأثیر نیروی گرانش به شکل خزش، لغزش، جریان‌های گِلی، ریزش به سمت پایین دامنه جابه‌جا می‌شود. فرایندهای دامنه‌ای می‌توانند شکل سطح دامنه‌ها را تغییر دهند که این تغییر نیز به نوبه خود می‌تواند باعث تغییر در فرایندهای دامنه‌ای شود. آن‌دسته از فرایندهای دامنه‌ای که به حد آستانه بحرانی می‌رسند، قادر به جابه‌جایی حجم بسیار زیادی از مواد به‌صورت بسیار سریع هستند که این موضوع، فرایندهای دامنه‌ای را به عاملی بسیار مهم در تغییر چشم‌اندازهای دارای فعالیت تکتونیکی تبدیل ساخته است.[۱۸]

    در انتقال رسوب دامنه‌ای، چند فرایند منجر به جابجایی رو به پایین سنگ‌پوشه می‌شوند:

    این فرایندها معمولاً با یکدیگر ترکیب می‌شوند و به نیمرخ طولی دامنه، شکلی مانند حل معادلهٔ پراکنش می‌دهند که ضریب پراکندگی آن وابسته به کیفیت انتقال رسوب روی آن دامنه است. به این دلیل، نوک تپه‌ها معمولاً سهمی‌شکل است که در نزدیکی دره، تقعر آن تغییر می‌کند.

    دامنه‌ها با افزایش شیبشان بیشتر در معرض زمین‌لغزش‌های متوالی و سایر پدیده‌های حجمی قرار می‌گیرند؛ بنابراین، بهتر است که فرایندهای دامنه‌ای با معادلهٔ پراکنش غیرخطی توصیف شوند. در این معادله، پراکنش در شیب‌های ملایم حاکم است و هنگامی که شیب دامنه به مقدار بحرانی زاویه اصطکاک داخلی خاک نزدیک می‌شود، نرخ فرسایش به بی‌نهایت میل می‌کند.[۱۹]

    جریان آواری (Debries)[ویرایش]

    در جریان‌های آواری، حجم زیادی از ماده شامل مخلوط‌های بسیار متراکم گل، قطعاتی به بزرگی قلوه‌سنگ و آب جابجا می‌شود. جریان‌های آواری مانند جریان‌های دانه‌ای به سوی دره‌ها جابجا می‌شوند. از آن‌جایی‌که این جریان‌ها رسوب را به صورت جریان دانه‌ای منتقل می‌کنند، سازوکار و مقدار ظرفیت انتقال آن‌ها با سایر سامانه‌های آبی متفاوت است.[۲۰]

    کاربرد[ویرایش]

    انتقال رسوب برای حل بسیاری از مسائل زیست‌محیطی، ژئوتکنیکی و زمین‌شناسی کاربرد دارد. هم‌چنین اندازه‌گیری انتقال رسوب و فرسایش، در مهندسی سواحل حائز اهمیت است. چندین دستگاه برای اندازه‌گیری فرسایش رسوب طراحی شده‌اند. یکی از این دستگاه‌ها با نام BEAST برای اندازه‌گیری نرخ فرسایش رسوب، تنظیم شده‌است.[۲۱] جابجایی رسوب در فراهم‌سازی محیط زندگی برای ماهی‌ها و سایر ارگانیسم‌های رودخانه‌ای نیز اهمیت دارد.

    جریان رسوب به درون مخزن سد، دلتای مخزن را شکل می‌دهد. این دلتا به تدریج مخزن را پر می‌کند که برای رفع آن باید مخزن لایروبی شود یا این که سد از بهره‌برداری خارج شود. دانستن انتقال رسوب می‌تواند در طراحی مناسب برای افزایش عمر سد، به کار رود.

    جریان در تبدیل‌ها، روی سرریزها و پیرامون پایهٔ پل‌ها می‌تواند باعث فرسایش بستر شود. این فرسایش می‌تواند به محیط زیست آسیب برساند و پی سازه‌ها را نمایان یا بدون تکیه‌گاه کند؛ بنابراین شناسایی سازوکار انتقال رسوب در یک محیط ساخته شده برای مهندسان سازه و هیدرولیک اهمیت دارد.

    هنگامی که بر اثر فعالیت‌های انسانی، میزان رسوب معلق افزایش یابد، ممکن است مشکلاتی مانند پر شدن کانال‌ها شود.

    آستانهٔ حرکت[ویرایش]

    تعادل تنش[ویرایش]

    برای آغاز انتقال رسوب ساکن توسط سیال، تنش برشی بستر τ b {\displaystyle \tau _{b}} ناشی از سیال باید به تنش برشی بحرانی τ c {\displaystyle \tau _{c}} برسد. معیار اصلی برای آغاز حرکت به صورت زیر است:

    این معیار معمولاً با مقایسه میان تنش برشی بی‌بعد ( τ b {\displaystyle \tau _{b}*} ) و تنش برشی بحرانی بی‌بعد ( τ c {\displaystyle \tau _{c}*} ) بررسی می‌شود. بی‌بعد کردن برای مقایسه نیروهای محرک حرکت ذره (تنش برشی) با نیروهای مقاوم که در راستای ساکن نگه داشتن آن عمل می‌کنند (شامل چگالی و اندازه ذره) انجام می‌شود. این تنش برشی بی‌بعد ( τ {\displaystyle \tau *} ) عدد شیلدز نامیده می‌شود و به صورت زیر تعریف می‌شود:[۲۲]

    بنابراین معادلهٔ جدیدی که باید حل شود، این است:

    معادلاتی که در بالا معرفی شدند، تنها برای توصیف انتقال رسوبات درشت‌دانه کاربرد دارند و برای رس و لای قابل استفاده نیستند. زیرا برای چنین رسوبات لخته‌ای ساده‌سازی‌های هندسی معادلات بالا قابل اعمال نیستند و هم‌چنین زیر اثر نیروهای الکترواستاتیک درونی هستند. افزون بر این، این معادلات برای انتقال ذرات رسوب رودخانه‌ای در راستای جریان سیال، مانند آنچه در رودخانه‌ها، کانال‌ها و سایر جریان‌های با سطح آزاد وجود دارد، طراحی شده‌اند.

    در این معادله تنها یک اندازهٔ رسوب در نظر گرفته می‌شود. در حالی که بستر رودخانه‌ها معمولاً از مخلوطی از ذرات با اندازه‌های گوناگون شکل می‌گیرد. در حالت جابجایی جزئی که تنها بخشی از مخلوط رسوب جابجا می‌شود، به تدریج که رسوبات ریزتر شسته می‌شوند، رسوبات درشت تر مانند شن در بستر رودخانه باقی می‌مانند. احتمال جابجایی رسوبات ریزتر موجود در زیر این لایهٔ شن درشت، کمتر است و در نتیجه انتقال رسوب کاهش می‌یابد. این پدیده، اثر حفاظتی نامیده می‌شود.[۲۳]پوشش‌های گیاهی نیز می‌توانند باعث حفاظت رسوب یا کاهش نرخ فرسایش رسوب شوند.[۲۴]

    تنش برشی بحرانی[ویرایش]

    نمودار شیلدز رابطهٔ تجربی میان تنش برشی بحرانی بی‌بعد (یعنی تنش برشی بی‌بعد مورد نیاز برای آغاز حرکت) و شکل خاصی از عدد رینولدز ذره R e p {\displaystyle \mathrm {Re} _{p}} یا عدد رینولدز مرتبط با ذره را نشان می‌دهد؛ بنابراین می‌توانیم معیار آستانهٔ حرکت را به گونه‌ای بنویسیم که تنها وابسته به شکل خاصی از عدد رینولدز ذره باشد که آن را با R e p {\displaystyle \mathrm {Re} _{p}*} نشان می‌دهیم:

    اکنون می‌توان این معادله را با استفاده از منحنی تجربی شیلدز حل کرد و τ c {\displaystyle \tau _{c}*} را بر حسب عدد رینولدز ذره به دست آورد. حل عددی این معادله توسط سوباسیش دی انجام شده‌است.[۲۵]

    عدد رینولدز ذره[ویرایش]

    به‌طور کلی، عدد رینولدز ذره به صورت زیر است:

    که در آن U p {\displaystyle U_{p}} سرعت مشخصهٔ ذره و D {\displaystyle D} قطر دانه (اندازهٔ مشخصهٔ ذره) هستند. هم‌چنین ν {\displaystyle \nu } لزجت سینماتیکی است که برابر با نسبت لزجت دینامیکی μ {\displaystyle \mu } به چگالی سیال ρ f {\displaystyle {\rho _{f}}} است:

    عدد رینولدز مشخصهٔ ذره از جایگذاری جملهٔ سرعت در عدد رینولدز ذره با سرعت برشی u {\displaystyle u_{*}} که بازنویسی تنش برشی بر حسب سرعت است، به دست می‌آید.

    که τ b {\displaystyle \tau _{b}} تنش برشی بستر و κ = 0.407 {\displaystyle \kappa ={0.407}} ثابت فن‌کارمن هستند. اکنون عدد رینولدز مشخصهٔ ذره به صورت ذره به دست می‌آید:

    تنش برشی بستر[ویرایش]

    می‌توان از عدد رینولدز مشخصهٔ ذره برای حل تجربی معادله با نمودار شیلدز بهره برد:

    که طرف راست معادلهٔ زیر را به دست می‌دهد.

    برای حل طرف چپ معادله، به صورت زیر بسط داده می‌شود:

    اکنون باید تنش برشی بستر، τ b {\displaystyle {\tau _{b}}} به دست آید. چند روش برای محاسبهٔ تنش برشی بستر وجود دارد. ساده‌ترین روش آن است که جریان به صورت دائمی یکنواخت فرض شود و عمق و شیب متوسط به کار گرفته شوند. به دلیل سختی اندازه‌گیری میدانی تنش برشی، این روش دارای کاربرد زیادی است.

    در یک رود با جریان تقریباً پایدار و یکنواخت و دارای عمق تقریباً ثابت h (که نسبت به عرض آن کوچک است) و شیب θ در محدودهٔ مورد بررسی، تنش برشی بستر با فرض برابر بودن مؤلفهٔ مماس بر مسیر نیروی گرانش با نیروی اصطکاک محاسبه می‌شود.[۲۶] در یک کانال عریض:

    در شیب‌های کم که تقریباً در همهٔ جریان‌های طبیعی پایین‌دست دیده می‌شود، می‌توان سینوس یک زاویه ( sin ( θ ) {\displaystyle \sin(\theta )} ) را با تانژانت آن ( tan ( θ ) {\displaystyle \tan(\theta )} ) که با S {\displaystyle S} نشان داده می‌شود و همان شیب است، برابر دانست. با اعمال این فرض، نتیجه می‌شود:

    در یک جریان پایدار، می‌توان معادلهٔ سرعت برشی را به صورت زیر بازنویسی کرد:

    u {\displaystyle u*} با استفاده از ضریب اصطکاک دارسی ویسباخ C f {\displaystyle C_{f}} ، به سرعت متوسط جریان u ¯ {\displaystyle {\bar {u}}} وابسته می‌شود که برای سازگاری ریاضی بر ۸ تقسیم شده‌است.[۲۷] با اعمال این ضریب اصطکاک:

    جریان‌هایی که نمی‌توان آن‌ها را به صورت یک کانال بی‌نهایت با شیب ثابت ساده کرد، می‌توان با اعمال معادلات سن‌ونان برای معادلهٔ پیوستگی (برای در نظر گرفتن شتاب جریان) تنش برشی بستر را به صورت محلی به دست آورد.

    اشکال تعلیق[ویرایش]

    رسوب معلق در یک جریان می‌تواند در امتداد بستر (به عنوان بار بستر به صورت دانه‌های در حال لغزش و چرخش) یا به صورت بار معلق (هدایت شده توسط جریان اصلی) حرکت کند.[۲۶] ممکن است برخی از مواد رسوبی از بالادست جریان آمده باشند و به صورت ذرات شناور به سوی پایین دست حرکت کنند.

    عدد راس[ویرایش]

    موقعیت یک ذره معلق درون جریان بر اساس عدد راس مشخص می‌شود. این عدد وابسته به چگالی ‎ρs و قطر d ذره رسوب و چگالی ρ و لزجت دینامیکی ν سیال است.[۲۸]

    که در آن عدد راس با P نمایش داده می‌شود. صورت عبارت، سرعت ته‌نشینیws رسوب است که در ادامه توضیح داده می‌شود. سرعت جریان روی ذره نیز به صورت حاصل ضرب ثابت فن کارمن ‎κ=۰٫۴ و سرعت برشی ‎u محاسبه می‌شود. عدد روز مورد نیاز برای انتقال به عنوان بار بستر، بار معلق و بار شناور در جدول زیر ارائه شده‌است.[۲۸][۲۹]

    سرعت ته‌نشینی[ویرایش]

    سرعت ته‌نشینی (که سرعت سقوط یا سرعت حد نیز نامیده می‌شود) تابعی از عدد رینولدز ذره است. برای ذرات کوچک (با تقریب جریان آرام) می‌توان مقدار آن را با قانون استوکس محاسبه کرد. برای ذرات بزرگتر، سرعت ته‌نشینی از قانون درگ آشفته محاسبه می‌شود. دیتریخ در سال ۱۹۸۲ شمار زیادی از داده‌های منتشر شده را تفسیر و بر پایهٔ آن‌ها منحنی‌های تجربی سرعت ته‌نشینی را تهیه کرد.[۳۰] فرگوسن و چرچ در ۲۰۰۶ رابطهٔ جریان استوکس را با قانون درگ آشفته ترکیب کردند و معادله‌ای را که برای همهٔ اندازه‌های رسوب قابل استفاده باشد، ارائه کردند.[۳۱] معادلهٔ آن‌ها به صورت زیر بود:

    که در آن ws سرعت ته‌نشینی ذره، g شتاب گرانش و D قطر متوسط ذره هستند. ν {\displaystyle \nu } گرانروی آب و برای آب با دمای °۲۰ سلسیوس تقریباً ۱×۱۰m۲/s است.

    C 1 {\displaystyle C_{1}} و C 2 {\displaystyle C_{2}} ثابت‌های وابسته به شکل و همواری ذره هستند.

    می‌توان معادلهٔ بالا را به گونه‌ای ساده‌سازی کرد که تنها بر حسب قطر ذره نوشته شود. برای ذرات طبیعی، از قطر الک استفاده می‌کنیم، g=9.8 و مقادیر بالا را برای ν و R به کار می‌بریم. بنابراین سرعت ته‌نشینی به صورت زیر در می‌آید:

    نرخ انتقال[ویرایش]

    روابط گوناگونی برای محاسبهٔ نرخ انتقال رسوب در بخش‌های مختلف جریان وجود دارند. معمولاً این روابط به سه دستهٔ بار بستر، بار معلق و بار شسته تقسیم می‌شوند.

    بار بستر[ویرایش]

    بار بستر به شکل لغزش، غلتش و جهش، با ضریبی از سرعت جریان، روی بستر منتقل می‌شود. عموماً بار بستر حدود ۵ تا ۱۰٪ مجموع بار رسوبی جریان را شامل می‌شود و اهمیت کمی در تعادل جرم دارد. این بخش، تنها جزء بار رسوبی است که با بستر اندرکنش دارد. بنابراین بار بستر، نقش بزرگی در شکل‌دهی بستر رودخانه یا ساحل دارد.

    نرخ انتقال بار بستر معمولاً برحسب توانی از تنش برشی اضافی بی‌بعد بیان می‌شود. این تنش برشی، اختلاف تنش برشی بستر با تنش برشی بحرانی است:

    هم‌چنین می‌توان آن را به صورت نسبت تنش برشی بستر به تنش برشی بحرانی بیان کرد ( T s {\displaystyle T_{s}} ). این نسبت، تنش برشی بستر را به صورت ضریبی از مقدار معیار آستانهٔ حرکت نشان می‌دهد:

    معمولاً توانی از این نسبت، در روابط انتقال رسوب به کار می‌رود.

    اغلب روابط ارائه شده برای انتقال رسوب بستر، برحسب وزن رسوب خشک در واحد عرض جریان b {\displaystyle b} هستند:

    به دلیل سختی تخمین نرخ انتقال بار بستر، معمولاً این روابط تنها برای مکان‌هایی که برای آن‌ها طرح شده‌اند، مناسب هستند.

    نرخ انتقال میرپتر و مولر که در سال ۱۹۴۸ ارائه شد،[۳۲] برای ذرات ریز شن با دانه‌بندی یکنواخت در T s {\displaystyle T_{s}} حدود ۸ توسعه یافت. بی‌بعدسازی از رابطهٔ زیر انجام شد.[۲۸]

    پانویس[ویرایش]

    منابع[ویرایش]

    منبع مطلب : fa.wikipedia.org

    مدیر محترم سایت fa.wikipedia.org لطفا اعلامیه بالای سایت را مطالعه کنید.

    جواب کاربران در نظرات پایین سایت

    مهدی : نمیدونم, کاش دوستان در نظرات جواب رو بفرستن.

    میخواهید جواب یا ادامه مطلب را ببینید ؟
    نمیدونم 29 روز قبل
    0

    ولش کن

    مهدی 1 سال قبل
    3

    نمیدونم, کاش دوستان در نظرات جواب رو بفرستن.

    برای ارسال نظر کلیک کنید