سایت منابع جزوات ارشد دکتری

Sand dunes mobility and stability in relation to climate

H. Tsoar

چکیده

تپه های شنی یک نظم منحصر به فرد و مهمی تشکیل می دهند، که می تواند متحرک باشند

یا توسط گیاهان تثبیت شده باشد. شاخص های معمول پویایی تپه های شنی، که به میزان

باد، مقدار نزولات و تبخیر پتانسیل بستگی دارد، در تعدادی از خاک ها در دنیا نمی توانند مورد

استفاده قرار گیرند. به دلیل خصوصیات فیزیکی منحصر به فرد خاک های شنی این تپه در این

خاکها تشکیل می شوند. شن هدایت هیدرولیکی بالایی دارد و باعث نفوذ سریع آب باران به

آبهای زیر زمینی می شود. ذرات شن فاقد خاصیت همدوسی (Cohesion) می باشند و این

باعث می شود که فرسایش بادی عامل محدود کننده ی مهمی برای ایجاد پوشش گیاهی

باشد. بنابراین نیروی باد توسط پتانسیل رانش(DP) بیان می شود. پتانسیل رانش شاخص

خوبی به عنوان عامل محدود کننده ی گیاهان روی شن می باشد. وقتی که یک تپه شنی

توسط گیاه پوشیده شد، تنش بادی بیشتری برای تخریب پوشش گیاهی و دوباره فعال شدن

تپه های شنی لازم می باشد.

واژه های کلیدی: تپه های شنی، تغییر اقلیم، نیروی باد، تحرک تپه های شنی، تثبیت تپه های

شنی، شاخص تحرک.

مقدمه

فراوانی تپه های شنی در بیابان ها و سواحل جهان برای دانشمندان علوم زمین به عنوان یک

معضل می باشد. طبقه بندی قابل قبولی که همه انواع تپه های شنی را نشان دهد وجود

ندارد. بعضی از طبقه بندیها بر اساس تجربیات تحقیقی افراد در یک منطقه می باشند (e.g. Goldsmith, 1989; Hunter et al., 1983; Hack, 1941).

به طور کلی تپه های شنی به سه صورت وجود دارند:

1-    تپه های شنی بدون پوشش و فعال؛

2-    تپه های شنی نسبتاً پوشیده و فعال؛

3-    تپه های شنی کاملاً پوشیده و تثبیت شده.

به طور کلی می توان نتیجه گرفت که تپه های شنی که اکنون در جهان تثبیت شده اند در

گذشته و احتمالاً تحت اقلیم های زریک به صورت فعال بوده اند. بنابر تحقیقات بنیادین

Sarnthein [1] که به فعالیت گسترده تپه های شنی در طول دوره های آخر یخبندان تا اقلیم

های خشک مربوط می باشد، تعدادی ژئولوژیست و ژئومورفولوژیست گفته اند که پویایی تپه

های شنی در طول دوره کواترنر بالایی در فازهای خشک افزایش یافته و در فازهای مرطوب

این تپه های توسط ایجاد پوشش گیاهی پایدار شده اند [2 تا 5].

بدیهی است که تمام تپه های شنی که اکنون به صورت تثبیت شده وجود دارند در گذشته

فعال بوده اند و وقتی که اقلیم آنها تغییر کرده است به صورت پایدار در آمده اند. بیشتر

دانشمندان نشان داده اند که تغییر اقلیم به صورت تغییر در بارندگی و دما می باشد؛ بارندگی و

دما دو عامل اقلیمی مهم می باشند که روی رشد پوشش گیاهی تاثیر می گذارند [6]. مفهوم

تشکیل تپه های شنی فعال تحت شرایط خشک، و تثبیت شدن طبیعی آنها در طول دوره های

مرطوب بر اساس اثرات متقابل دما و بارندگی، به عنوان عامل مهم تعیین کننده متوسط تولید

اولیه خالص زی توده (Biomass)، معلوم می شود [7]. به همین دلیل انتظار می رود که تپه

های شنی در بیابان های گرم فاقد پوشش گیاهی باشند و به صورت فعال وجود داشته باشند؛

مادامی که تپه های شنی در طول سواحل (مناطق مرطوب) دارای پوشش گیاهی می باشند

و به صورت تثبیت شده وجود دارند. هر چند که نمونه هایی از تپه های شنی فعال در مناطق

مرطوب [8،9] و تپه های شنی تثبیت شده در مناطق خشک هم وجود دارد [10]. هدف از این

مقاله توضیح عارضه تپه های شنی فعال در مناطق مرطوب و تپه های شنی تثبیت شده در

مناطق خشک و توضیح اثر تغییر اقلیم روی تحرک و تثبیت تپه های شنی می باشد.

شاخص های تحرک تپه های شنی

در قسمت های مختلف جهان، شاخص های متفاوتی از فرسایش بادی و تحرک تپه های

شنی شرح داده شده است[11 تا 13]. همه آنها بر اساس دو فاکتور، که تحرک تپه های شنی

کاهش یا افزایش می دهند، می باشند. فاکتور اول مر بوط به درجه بادخیزی می باشد (W- به

صورت متوسط سرعت سالانه باد به توان سه یا چهار و یا درصد سالانه روزهایی که سرعت

باد بیشتر از سرعت آستانه حرکت شن می باشد، بیان می شود.). بیشتر تپه های شنی به

صورت متحرک در می آیند اگر درجه بادخیزی (W) افزایش پیدا کند. فاکتور دوم که رشد

پوشش گیاهی به آن بستگی دارد، به صورت نسبت بین متوسط بارندگی سالانه (P) و تبخیر

پتانسیل (PET) سالانه بیان می شود. به این نسبت بارندگی موثر نیز گفته می شود (Rain Efficiency).

Wasson [14] یک مدل مقایسه ای از حرکت شن ها در استرالیا پیشنهاد کرد.

 1                 M=0.21(0.13W+Ln PET/P)

بر اساس معادله شماره 1، Lancaster [15] یک معادله ساده به صورت زیر ارائه داد.

 2                      M=W/P/PET

شاخص M در معادله 2 توسط Lancaster [15] درجه بندی شد. او مقدار بحرانی M را برای

جنوب آفریقا، برای تپه های شنی کاملاً فعال و بدون پوشش گیاهی بیش از 200 و برای تپه

های غیر فعال و دارای پوشش گیاهی کمتر از 50 تعیین کرد. این شاخص M (معادله شماره

2) به طور گسترده ای توسط ژئولوژیست ها و ژئوموفولوژیست ها برای اینکه تعیین کنند که آیا

تپه های شنی فعال می باشند یا تثبیت شده مورد استفاده قرار می گیرد و به خوبی اثر تغییر

اقلیم را روی تپه ها پیش بینی می کند [16 تا 22]. Muhs [23] رابطه بهتری بین درجه فعالیت

تپه ها و نسبت  برای تپه های شنی موجود در دشت های بزرگ، هنگامی که W اهمیت

کمتری دارد، بدست آورد.

خصوصیات منحصر به فرد شن در خاک و اثر آن بر پوشش گیاهی

تپه ی شنی به عنوان یک خاک بیجان و فاقد هر گونه خصوصیات مثبت برای گیاه شناخته شده

است. این موضوع به این دلیل است که:

1- وجود ذرات درشت و خلل و فرج بزرگ: باعث می شود که آب قابل دسترس برای گیاه کم

باشد؛

2- نفوذپذیری بالا این تپه ها: باعث شسته شدن عناصر غذایی ضروری برای رشد گیاه می

شود؛

3- فقدان نیروی همدوسی بین ذرات: فرسایش پذیری شن را آسان می کند.

خاک های شنی کمترین سرعت آستانه برای فرسایش بادی را در بین تمام خاک های شناخته

شده دارا می باشند.

خصوصیات منحصر به فرد بالا می تواند توضیح دهد که چرا بارندگی یا بارندگی موثر، فاکتور

موثر در تثبیت و تحرک تپه های شنی نمی باشد. نفوذپذیری تپه های شنی 2500 بار بیشتر از

خاکهایی است که با ذرات سیلت و رس ترکیب شده اند [26]. بنابراین باران در مناطق مرطوب

به آبهای زیرزمینی نفوذ می کند و رطوبت قابل دسترس برای گیاه کم می شود.

شاخص تحرک (معادله 2) متوسط بارندگی، متوسط تبخیر و تعرق پتانسیل و درصد روزهایی از

سال که دارای بادهایی می باشند که می تواند شن را حرکت دهند (M)، اشاره دارد. بر طبق این موارد ذکر شد، این دوفاکتور (بارندگی و بارندگی موثر) بر روی تپه های شنی تاثیر زیادی

ندارند، زیرا بافت آنها شنی می باشد. باد در جاههایی که انسان دخالت ندارد تنها عامل محدود

کننده رشد گیاه بر روی تپه های شنی می باشد. اما شاخص تحرک (معادله 2) اشاره ای به

شدت و جهت با نکرده است. یک شاخص بهتر از فرسایش بادی پتانسیل رانش باد (DP) می

باشد [27]، که بر اساس معادله فرسایش شن (q) بنا شده است.

 3                            DP=U2(U-Ut)t/100

U: سرعت باد (بر حسب نات) که در ارتفاع 10 متری اندازه گیری می شود؛

Ut: سرعت آستانه فرسایش (که برابر 12 نات می باشد)؛

t: معادل W در معادله 2 می باشد.

به این دلیل بر 100 تقسیم می شود که مقادیر بدست آمده کوچک شوند. q به طور جداگانه

برای هر جهت باد اندازه گیری می شود و مقدار آن به صورت واحد برداری بیان می شود

(برای بادهایی که سرعت آنها بیشتر از سرعت آستانه فرسایش می باشد(Ut) اندازه گیری

می شود.). تمامی مقادیر برداری از همه جهت های بادی یک گل شن را تشکیل می دهند .

DP (کل مقادیر سالانه q برای تمامی جهت های باد)، پارامتری است که بیشترین مقدار شن

فرسایش یافته را توسط باد در طول سال برای تمامی جهات نشان می دهد. بنابراین DP، یک

مقیاس از پتانسیل نیروی باد در مناطق شنی می باشد.

مقادیر برداری از جهات مختلف باد می توانند به صورت یک برایند واحد در نظر گرفته شوند که

به آن برایند پتانسیل رانش (RDP) گفته می شود. شاخصی که تغییر پذیری جهت باد را نشان

می دهد نسبت RDP/DP می باشد. مقادیر نزدیک به 1، یک جهتی و هم جهتی پتانسیل رانش

را نشان می دهد و مقادیر نزدیک به صفر گستردگی و چند جهتی پتانسیل رانش را نشان میدهد. تحلیل و بررسی رابطه DP در مقابل RDP/DP برای جاهایی که دارای پوشش گیاهی

می باشند و جاهایی که پوشش گیاهی ندارد در 43 منطقه دارای تپه شنی در سراسر جهان

می تواند اثر زیاد نیروی باد را روی پوشش گیاهی تپه های شنی را نشان دهد (شکل شماره

2). خطی که تپه های شنی دارای پوشش گیاهی را از تپه های شنی بدون پوشش گیاهی

جدا می کند نشان می دهد وقتی که RDP/DP کم است (بادهای چند جهته)،  انرژی باد با

شیبی بیش از 1 روی تپه شنی پخش شده و این انرژی برای هر شیبی با مقادیر DP مشابه و

RDP/DP زیاد کمتر است. معادله 4 صورت ریاضی این خط می باشد:

M=DP/ 100-(750 RDP/DP) 4                                    

تپه های شنی در مناطقی که متوسط سالانه باران حداقل 50 میلی متر ( ) باشد، وقتی که

M>1 باشد، بدون پوشش گیاهی می باشند و در شرایط بادی به صورت موبایل می باشند و

وقتی که M<1 باشد دارای پوشش گیاهی می باشند (طبق معادله 4). تپه های شنی در

مناطقی که M<1 می باشند و فاقد پوشش گیاهی می باشند احتمالاً تحت فشار انسان قرار

دارند (چرای بیش از حد و رفت آمد فراوان) و اگر فشار انسان بر روی آنها قطع شود به طور

طبیعی دارای پوشش می شوند. چنین اتفاقی در سال 1949 در سواحل اسرائیل وقتی که

چرا و رفت و آمد ها قطع شدند به وجود آمد [28]. تپه های شنی دارای پوشش گیاهی تحت

شرایطی که M>1 است؛ یا تپه های شنی می باشند که با مدیریت تثبیت شده اند یا تپه های

شنی هستند که در زمان های گذشته که آب و هوا به گونه ای بوده که مقدار M کمتر از 1

بوده به وجود آمده اند.

مدل مفهومی تاثیر نیروی باد بر تحرک و تثبیت تپه های شنی

با توجه به بخش 3 ما می توانیم چگونگی تاثیر نیروی باد و تغییرات آن را روی مقدار پوشش

گیاهی را بررسی کنیم. این به صورت یک منحنی پسماند می باشد .

وقتی که تغییر اقلیم در اثر کاهش نیروی باد باشد، پوشش گیاهی، وقتی نیروی باد کمتر از

1000 DP می شود، شروع به پوشیدن تپه های شنی می کند. وقتی که نیروی باد کمتر از

200 DP می شود پوشش گیاهی به یک حد ماکزیمم می رسد که تپه ی شنی می تواند

داشته باشد. گیاهان کوچک، درختچه ها، بوته ها و درختان یک حفاظ موثری بین باد و شن می

باشند [29].  برای تخریب پوشش گیاهی توسط بادهای شدید یک آستانه وجود دارد اما مقدار

نیروی باد در این مورد مشخص نیست. درختان بزرگ می توانند با یک باد که متوسط سرعت آن

بیش از 51 نات (26 متر بر ثانیه) باشد از ریشه در آیند. 

این خطوط پسماند از به هم پیوستن نقاط پایداری به وجود آمده اند. تپه های شنی با هر

پوششی که دارند، وقتی که روی این خطوط قرار بگیرند پایدار می باشند. هر گونه تغییر

طبیعی در نیروی باد و یا تغییر مصنوعی در پوشش گیاهی باعث می شود که تپه های شنی

در یک وضعیت جدید بر روی این خطوط قرار گیرند. شکل شماره 3 نشان می دهد که تغییراتی

مصنوعی که در تپه های شنی ساحلی در شرق اروپا اتفاق افتاد باعث شد این تپه ها که در

طول 200 سال به صورت ناپایدار و متحرک بودند پوشش ماکزیمم خود را به دست آورده و به

حالت پایدار در آمده و بر روی این خطوط قرار گیرند. تخریب پوشش گیاهی تپه های شنی در

شمال هلند باعث شده پایداری تپه های شنی کم شود [30]. تپه های شنی ساحلی در

اسرائیل به دلیل فشار های انسان به صورت فعال بودند ولی وقتی فشار انسان بر روی این

تپه ها از بین رفت این تپه ها خیلی سریع دوباره دارای پوشش شدند. یک مثال دیگر در بیابان

های Negev در اثر کاهش قدرت باد اتفاق افتاد.

نتایج

- فاکتور محدود کننده ی پوشش گیاهی تپه های شنی فرسایش توسط بادهای قوی می

باشد.

- مقدار باران فاکتور محدود کننده نیست. به بیان دیگر آب (باران) در اکوسیستم های بیابانی با

بافت شنی فاکتور کنترل کننده نمی باشد بلکه نیروی باد کنترل کننده می باشد.

- تغییر در نیروی باد باعث تغییر در پوشش گیاهی بر روی خطوط پایداری (نمودار پسماند) می

شود. تپه های شنی بدون پوشش و متحرک به صورت ناپایدار باقی می مانند تا وقتی که به

صورت مصنوعی تثبیت شوند و یا اقیلم تغییر کند و نیروی باد کم شود (200 و یا کمتر). تپه

های شنی تثبیت شده حتی اگر نیروی باد افزایش پیدا کند (DP >1000) می توانند پایدار باقی

بمانند.

- تپه های شنی تثبیت شده به حالت پایدار باقی می مانند مگر اینکه تعدادی فشارهای غیر

طبیعی آنها را به حالت متحرک در آورند و یا نیروی باد به میزان خیلی زیادی افزایش پیدا کند.

شبیه سازی نشان می دهد که نیروی باد بیش از 6000 (DP>6000) باعث تخریب طبیعی

پوشش گیاهی تپه های شنی ساحلی می شود. چنین نیروی بادی تنها در قطب جنوب وجود

دارد.

منابع

[1] M. Sarnthein, Nature 272 (1978) 43.

[2] M. Margaritz, Y. Enzel, Clim. Change 16 (1990) 307.

[3] P. De Deckker, et al., Geology 19 (1991) 602.

[4] D.S.G. Thomas, et al., Holocene 7 (1997) 273.

[5] A.F. Arbogast, S.C. Packman, Holocene 14 (2004) 464.

[6] J. T. Houghton, et al., (Eds.), Climate Change 2001: The Scientific Basis, Cambridge University Press, Cambridge, 2001.

[7] W.K. Lauenroth, in: N. French (Ed.), Perspective in Grassland Egology, Springer, New York, 1979.

[8] R.E. Hunter, et al., Geol. Soc. Am. Bull. 94 (1983) 1450.

[9] J.A. Jimenez, et al., Sedimentology 46 (1999) 689.

[10] H. Tsoar, J.T. Moller, in: W.G. Nickling (Ed.), Aeolian Geomorphology, Allen and Unwin, Boston, 1986, p. 75.

[11] W.S. Chepil, et al., J. Soil Water Conserv. 17 (1962) 162.

[12] M.R. Talbot, Palaeoecol. Africa 16 (1984) 203.

[13] J.E. Ash, R.J. Wasson, Z. Geomorphol. (Suppl. Bd.) 45 (1983) 7.

[14] R.J. Wasson, in: J.C. Vogel, A.A. Balkema (Eds), Late Cainozoic Palaeoclimates of the Southern Hemisphere, Rotterdam, 1984.

[15] N. Lancaster, J. Arid Environ. 14 (1988) 233.

[16] G.H. McTainsh, et al., Aust. J. Soil Res. 28 (1990) 323.

[17] D.R. Muhs, P.B. Maat, J. Arid Environ. 25 (1993) 351.

[18] L.D. Stetler, D.R. Gaylord, Geomorphology 17 (1996) 99.

[19] J.E. Bullard, D.S.G. Thomas, et al., Earth Surf. Proc. Land. 22 (1997) 165.

[20] S.A.Wolfe, J. Arid Environ. 36 (1997) 421.

[21] G. Kocurek, N. Lancaster, Sedimentology 46 (1999) 505.

[22] A.J. Bach, Prof. Geogr. 50 (1998) 87.

[23] D.R. Muds, V.T. Holliday, Quat. Res. 43 (1995) 198.

[24] H. Tsoar, Agric. Ecosyst. Environ. 33 (1990) 147.

[25] K. Pye, H. Tsoar, Aeolian Sand and Sand Dunes, Unwin Hyman, London, 1990.

[26] S.N. Davis, R.J.M. Dewiest, Hydrogeology, Wiley, New York, 1966.

[27] S.G. Fryberger, in: E.D. McKee (Ed.), A Study of Global Sand Seas, Us Geological Survey Professional Papers, vol. 1052, Washington, 1979, p. 1052.

[28] H. Tsoar, D. Blumberg, Earth Surf. Proc. Land. 27 (2002) 1147.

[29] S.A. Wolfe, W.G. Nickling, Prog. Phys. Geog. 17 (1993) 50.

[30] S.M. Arens, et al., Geomorphology 59 (2004) 175.