|
|
|
|
 |
از Natural تا Nivation |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/14 | |
|
N
NATURAL BRIDGE - پلهای طبیعی
شکلهای قوسی شکل که در اثر فرسایش سنگهای بستر اطراف توسعه یافته اند. پل های طبیعی یا قوسهای سنگی پدیده های غیر عادی هستند که عمدتا در سنگهای رسوبی افقی مانند ماسه سنگ و سنگ آهک توسعه می یابد. این پدیده در سنگهای دگرکونی و آذرین به سختی رخ می دهد. آنها ممکن است در روشهای متفاوت شکل گیرند، هر چند همه زودگذر هستند و عاقبت فرو خواهند ریخت. رایج ترین مدل این تشکیلات به وسیله فرسایش آبی در دره های عمیق به وسیله رودخانه های دارای پیچش زیاد شکل می گیرند. سرانجام رودخانه سرتاسر گردن مئاندر تثبیت شده را به وسیله فرسایش کانال به دلیل مسدود شدن با مانع سنگی خواهد برید. این اغلب می تواند بدون فروپاشی قوسی انجام شود، بنابراین پل های طبیعی شکل می گیرد. پلهای طبیعی ویرژینیا[1]، آمریکا یک تاریخچه تکاملی نامعلوم دارند، اگر چه یک احتمال قوی وجود دارد که مئاندر به وسیله رودخانه جمز بریده شده است(Malott and Shrock 1930). شیوه های احتمالی دیگر برای تشکیل پلهای طبیعی به وسیله فروپاشی یک تونل زهکشی زیرزمینی و به جا ماندن، باقی مانده سقف کانال وجود دارد. پل طبیعی سیدر کریک[2] با دهانه 30 متر و ارتفاع 60 متر از معدود پلهای طبیعی باقی مانده می باشد که به عنوان یک پل حمل و نقل استفاده می شود. پل های طبیعی ممکن است اغلب به وسیله فروپاشی تونلهای زیرزمینی شکل گیرد. چنین تشکیلاتی در جزایر هاوایی رایج هستند، آنجا تونل گدازه های جدید به وسیله یک پوسته جامد مسقف شده، ممکن است همه آن فروریزد اما بخش کوچکی قوسی شکل باقی بماند. از دیگر منشأهای ایجاد پلهای طبیعی بریدن ساحل توسط دریا با موج های برشی قوسی می باشد. در حالیکه پلهای طبیعی غیر معمول بیشتری در پارک ملی جنگل سنگی[3] ، آریزونا، آمریکا که در ان یک تنه درخت سلیسی شده به عنوان پل آنکس[4] با دهانه کانیونی به عرض 15 متر شناخته شده است، می تواند پیدا شود.
Reference
Malott, C.A. and Shrock, R.R. (1930) Origin and development of Natural Bridge, Virginia, American Journal of Science 19, 257–273.
Further reading
Vokes, H.E. (1942) Rainbows of rock; how a natural bridge is carved (Utah), Natural History 50, 148–152.
SEE ALSO: arch, natural
STEVE WARD ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
NEBKHA – نبکا
نبکا یک واژه عربی است که به تپه های ماسه ای حاصل از رسوبات بادی(ماسه، سیلت , و رسهای حمل شده) که به ارتفاع چند متر در اطراف انواع پوشش گیاهی انباشته شده اند اطلاق می شود. آنها بعضی مواقع تپه های ماسه ای درخچه- شاخه زاد[5] نامیده می شوند. آنها ممکن است روی تپه های بزرگ در داخل نواحی تپه ماسه ای، روی سطوح پهن، نزدیک وادیها و یا نواحی پشت سواحل واقع شوند. داده های مورفومتریک به دست آمده توسط تنگبرگ و چن[6](1998). بزرگترین نبکاها( مگا نبکا) اطراف انبوهی از درختان انباشته می شوند. در رمال آل وهیبه در عمان میتواند ارتفاع 10 متر و طول یک کیلومتر داشته باشد (Warren 1988).
References
Tengberg, A. and Chen, D. (1998) A comparative analysis of nebkhas in central Tunisia and northern Burkina Faso, Geomorphology 22, 181–192.
Warren, A. (1988) A note on vegetation and sand movement in the Wahiba Sands, Journal of Oman Studies
Special Report 3, 251–255.
A.S. GOUDIE. ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
NEEDLE-ICE – سوزن یخی
سوزن یخی( مترادف با پیپ کراک و پشته های یخی) مجموعه ای از کریستالهای یخ است که در جهت از دست دادن گرما(اتلاف گرما) یا مستقیما زیر سطح زمین رشد می کند. اگر چه سوزن یخی معمولا عمود بر سطح زمین رشد می کند، بعضی مواقع رشته های یخی[7] به علت وزش باد و یا تأثیرات جاذبه زمین منحرف می شوند. سوزن یخی ممکن است اغلب به صورت معمولی به ساقه گیاهان که رطوبت زمین را خوب جذب می کنند، متصل شود. سوزن یخی معمولا در مناطق که روزانه یخ و ذوب یخ دارند رایج است. محدوده ای از مناطق حاره آلپی تا نواحی جنب قطبی.
سوزن یخی در شرایط رطوبت، رسوبات بافت ریز کمتر از 10 درصد رس و سیلت بهتر رشد می کنند، خاک و دینامیک حرارتی نزدیک سطح زمین رشد سوزن یخی را متأثر ساخته و به صورت پیچیده ای از بین می روند، بنابراین پیش بینی فراوانی سالانه را مشکل می سازد. معمولا سوزن یخی در اولین ساعات که درجه حرارت زمین زیر صفر درجه است توسعه می یابد. شرایط دیگر لازم برای توسعه سوزن های یخی شامل: تنش نسبتا کم آب خاک تا بتواند جدایی یخ رخ دهد و سرعت حرکت کافی رطوبت یخ نزده نسبت به جبهه یخ زده، به طوری که آن با نرخ اتلاف گرما در ارتباط است و بنابراین ار انجماد آب در محل حفره ها جلوگیری می کند(Outcalt 1971).
شرایط باد زیاد ممکن است موجب افت شدید دما در منافذ خاک گردد، بنابراین شیب مکش کاهش یافته و در عوض رشد سوزن های یخی منافذ یخی رشد می کنند. معمولا مراحل سوزن یخی داخل مراحلی از رشد، ایستایی و نابودی قرار دارد. مدت یخ زدگی مراحل رشد را تعیین می کند و در نتیجه طول سوزن یخی ممکن است از چند میلیمتر تا چندین سانتیمتر متغییر باشد. سوزن یخی چند حلقه ای یا چند لایه ای که به وسیله روکش نازکی از رسوب جدا شده، جایی رخ می دهد که در آن تنش رطوبتی وجود داشته باشد. به طور متناوب مراحل رشد طولانی مدت ببیشتر از چندین روز ممکن است سوزن یخی چند لایه بیشتر از 400 میلیمتر ایجاد کند.
سوزن یخی برای مطالعات خزش، فرسایش خاک، تأثیرات قطع گیاه(به ویژه نهال) و عملکرد آن به عنوان یک فرایند ژئومورفیک در توسعه کوچک مقیاس لندفرم به کاربرده می شود. سوزن یخی در کرانه رودخانه یا تراسهای خاک معمولا رسوبات را منتقل می کنند، موادی که به وسیله سوزن های یخی منتقل می شوند شامل ذرات ناشی از سقوط مستقیم، لغزش و جریان های گلی کوچک می باشد. نتایج ژئومورفولوژیکی سوزن های یخی به منزله یک عامل فرسایش شامل شکاف و تضعیف کرانه رودخانه ای، لایه برداری طبقه فوقانی خاک و همراه شدن رسوبات ریزدانه می باشد. ساختارهای متفاوت خاک شامل: خاک نارس، شکاف اطراف سنگ و گونه های دیگر از شکل زمین، به سوزن یخی نسبت داده می شود. گمان می رود که خطوط موازی خاک تا اواخر صبح ممکن است تابعی از سایه و ذوب شدن دیفرانسیل متأثر در طول مراحل فرسایش باشد.
Reference
Outcalt, S.I. (1971) An algorithm for needle ice growth, Water Resources Research 7, 394–400.
Further reading
Lawler, D.M. (1993) Needle ice processes and sediment mobilization on river banks: the River Ilston, West Glamorgan, UK, Journal of Hydrology 150, 81–114.
Meentemeyer, V. and Zippin, J. (1981) Soil moisture and texture controls of selected parameters of needle ice growth, Earth Surface Processes and Landforms 6, 113–125.
Washburn, A.L. (1979) Geocryology: A Survey of Periglacial Processes and Environments, London: Edward Arnold.
SEE ALSO: freeze–thaw cycle; frost heave; ice
SEE ALSO: freeze–thaw cycle; frost heave; ice
STEFAN GRAB ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
NEOCATASTROPHISM – کاتاستروفیسم جدید
کاتاستروفیسم جدید به وسیله چیندوولف[8] (1963)تعریف شده است. اشاره به شرح فقدان ناگهانی در ثبت دیرینه شناسی دارد. در ژئومورفولوژی جورج دوری[9]( (1975, 1980، دیدگاهی را بیان کرد که دامنه بالا، فرکانس پایین رخدادها در یک درک مطلق در مدل سازی مناظر زمین از دامنه پایین، فرکانس بالا مهمتر بود. دیدگاه دوری ماهیت موضوع را تأیید می کرد. نئوکاتاستروفیسم واکنشی است به یکصد سال تفکر ژئومورفیک که نقش دامنه پایین، فراوانی بالا رخدادها را در تکامل لندفرم ها غالب دانسته، و تبدیل به یک پارادایم غالب شده بود. یک موضوع فرعی، که در تبادل بین برانسدن[10](1996) و یاتسو[11] 1996),) اظهار شده بود، این است که لغت کاتساتروفیسم و همچنین کلمه نئوکاتاستروفیسم از فرهنگ لغت ژئومورفولوژی گرفته شده است. من اعتقاد ندارم که نیاز باشد ما از این کلمه بترسیم. اما این برای تعریف بدون ابهام لازم است. در مقابل کاتاستروفیسم، که قبل از قرن بیستم منسوخ شده است، نئوکاتاستروفیسم به صورت فزاینده، روش مناسبی برای مشاهده ژئومورفولوژی جهان بود. شرایطی که به طور حتم در نئوکاتاستروفیسم مورد توجه قرار گرفته اند شامل موارد زیر می باشد:
- بهبود دقت در دیرینه شناسی زمین، تغییرات سریع ناگهانی گذشته را نشان داده است.
- شناسایی نابودی انبوه در گذشته شدت یافته است.
- بعضی پدیده های ژئومورفولوژی مانند کانال اکابلندز[12] واشگنتن شرقی بیشتر متمایل به این هستند که به وسیله فرکانس پایین، دامنه بالای رخدادها تشریح شوند تا به وسیله فرایندهای تدریجی و نیمه مداوم.
- اکتشافات فضایی علاقه شدیدی در رخدادهای با مقیاس بزرگ ایجاد کرده است.
- علاقه به تغییرات محیطی جهانی شواهد تغییرات سریع گذشته را بهبود بخشیده مانند آنچه در یخهای قطبی و رسوبات عمیق اقیانوسی پیدا شده است،.
- ظهور دینامیک غیر خطی و تئوری کیاس شروعی است برای ارائه راهی برای ترکیب تدریج گرایی و کاتاستروفیسم.
در ژئومورفولوژی به وسیله وولمن[13] و میلر[14](1960) مقاله ای منتشر شده بود که یک ارزیابی انتقادی از مسئله دامنه و فراوانی( مفهوم دامنه و فراوانی را ببینید) عمل کرد فرایندهای ژئومورفیک را برانگیخته بود. نویسنده به اهمیت اندازه متوسط و فرکانس متوسط رخدادها توجه می کند به طوری که بیشترین تأثیر تجمعی را روی چشم انداز دارد. این یک بینش مهم بود، اما بعد از مباحث قابل توجه وولمن و گرسون[15](1978) گولد[16](1984)، گرتنر[17](1984) و باکر[18](1994) توسعه نیافت.
وولمن و گرسون(1978) در ادامه یافته های خود روی دامنه و فرکانس، یافته های خود را روی تأثیر اقلیم و مقیاس نسبی زمان گسترش دادند به طوری که آنها مجبور به تغییر دیدگاه خود درباره اهمیت دامنه متوسط و فرکانس متوسط رخدادها در تاریخ لندفرم ها شدند. معرفی این ایده که در طول زمان بعضی لندفرمها باقی مانده اند، بیان کرد که در اکثر موارد، رخدادهای زیادی بوده اند که خیلی اهمیت داشته اند.
تأثیر این مقاله بر تفکر ژئومورفولوژی نمی تواند غلو آمیز باشد، به طوری که آن بر اهمیت ترکیب اندازه دامنه و فرکانس فرایندها با مدت زمان یا طول عمر لندفرم ها تأکید می کند.
گولد روی تغییرات پتانسیل که به یک اندازه بر همه علوم زمین تأثیر گذار بوده، بحث کرده است(Gould and Eldredge 1977) این مفهوم اساسی به رسمیت شناختن بود که بسیاری تغییرات در تاریخ زمین به وسیله پرش[19] نسبتا سریع بین وضعیت پایدارتر رخ داده اند. سیستم ها اغلب تنشها را جذب می کنند و تا زمانی که استرس انباشته از حد گسیختگی عبور کند، در برابر تغییرات مقاومت می کنند. بنابراین سیستم به پایداری جدید پرش می کند. این فرض، به عنوان تعادل شناخته شده است که به طور گسترده در انجمن دیرینه شناسی پذیرفته شده و به وسیله سایر دانشمندان علوم زمین به عنوان مدلی برای فرایندهای غیر ارگانیک نگریسته می شود. گرتنر[20](1984) مثالی از بازگشت آیزوستاتیک برای شرح تدریجگرایی نسبی ارائه داد. بازگشت ایزوستاتیک در طول 10000 سال گذشته فعال شده است و هنوز در بعضی مکانها مانند شمال کانادا، و اسکاندیناوی در حال پیشرفت است. این فرایند تمام تاریخ آگاهانه بشر را می پوشاند و معمولا به صورت یک پدیده تدریجی قابل درک است. با وجود این اگر یک نفر در نظر بگیرد که پوسته زمین می تواند کاملا از طریق تخلیه 1 تا 2 کیلومتر یخ در یک دوره 15 تا 20 ساله بازسازی شود، از منظر تاریخ زمین این یک فرایند آنی می باشد. این منجر به در نظر گرفتن این شد که یک رخداد چه چیزی را شامل می شود؟ گرتنر بیان کرد که مدتی که یک اتفاق در بر می گیرد بیشتر از 100/1 مجموع زمان در نظر گرفته، نمی باشد. بر این اساس فرایندهای زمین شناسی ممکن است مدتی بیشتر از 10 ma داشته و هنوز به عنوان وقایع واجد شرایط باشند. در واقع تاریخ زمین دوره های طولانی از آرامش را نشان می دهد که به وسیله فعالیت لحظه ای قطع شده اند((Gretener 1984:86. حوادث نادر در زمین شناسی با چنین سرعت کم اکثرا خیلی کم در همه تاریخ زمین اتفاق افتاده است. غیرعلمی است که بگوییم چنین حوادثی غیر ممکن است. پانکشوشیونیسم[21] احتمالا اصطلاح بهتری از نئوکاتاستروفیسم باشد. با این حال، این دو اصطلاح نسبت به یونیفرمیتاریانیسم که موفق به اجرای عدالت برای چنین رخدادهای ناگهانی نشده است، ارجح دانسته شده اند. برانسدن[22] (1996) نقطه نظر گرتنر را در تصویرش(2.3) به خوبی شرح داده است.
باکر(1994) توجیه ژئومورفولوژیک قویتری را برای نئوکاتاستروفیسم در تفسیرش از مخالفت انجمن زمین شناسی به تئوری برتز(1923) در مورد منشأ کانلد اسکابلندز[23] در شرق واشنگتن فراهم کرد. او توضیح داد که انجمن به وسیله وابستگی تقلیدی خود به تدریج گرایی و سوء زن به رخدادهای سیلاب عظیم گمراه شده بود. با این حال، تفسیر برتز از جزئیات زیادی از کاتاستروفیسم ، در بخشی که به عنوان یک نتیجه از شناسایی یک منبع از این سیل استثنایی (دریاچه یخچالی میسولا) که خود برتز به رسمیت نشناخته بود، حمایت کرده بود. همچنین در بخشی دیگر به دلیل به رسمیت شناختن قدرت فرسایشی و هیدرولیکی سیل بزرگ.
برای ژئوورفولوژیست ها یک نیاز ضروری و مبرم می باشد تا تفکر خود را با نظریه جدید دیاستروفیسم که با تکتونیک جهانی مرتبط است منطبق سازند. تمرکز روی مقیاس های زمانی کوتاه مدت مربوط به مطالعه فرایندها تا حد زیادی غفلت از مقیاس های زمانی طولانی تر را جوابگو می باشد. حالت حرکت عمودی، هجوم دوره های یخبندان و ظاهر شدن آتشفشان همه نیازمند به ارزیابی دوباره در چارچوب نئوکاتاستروفیسم دارد.
تورن[24]( 1988) اشاره می کند که یک موضع مهم عقلی مرتبط با رشد نئوکاتاستروفیسم وجود دارد. اگر توجه زیادی به رخداد های بزرگ در یک دوره وجود دارد، این تنها یک اجبار از انطباق با مفهوم بزرگی – فراوانی می باشد. اگر چشم انداز جدید در ژئومورفولوژی این است که شناسایی یک رخداد منحصر به فرد غالب است، بنابراین دانش ژئومورفولوژی نمی تواند وجود داشته باشد زیرا که یک دانش مستقل نیست. بسیاری از ما مشغول تنظیم مفاهیم مقیاس-فراوانی مان هستیم.
References
Baker, V.R. (1994) Geomorphological understanding of floods, Geomorphology 10, 139–156. Bretz, J.H. (1923) The channeled scabland of the Columbia Plateau, Journal of Geology 3, 617–649.
Brunsden, D. (1996) Geo-apologia, in S.B. McCann and D.C. Ford (eds) Geomorphology Sans Frontieres, 82–90, Chichester: Wiley.
Dury, G.H. (1975) Neocatastrophism? Annales Academiensis Ciencias Brasiliensis 47, 135–151.
——(1980) Neocatastrophism? A further look, Progress in Physical Geography 4, 391–413.
Gould, S.J. (1984) Toward the vindication of punctuational change, in W.A. Berggren and J.A. Van Couvering (eds) Catastrophes and Earth History, 9–34, Princeton: Princeton University Press.
Gould, S.J. and Eldredge, N. (1977) Punctuated equilibria: the tempo and mode of evolution reconsidered, Paleobiology 3, 115–151.
Gretener, P.E. (1984) Reflections on the ‘rare event’ and related concepts in geology, in W.A. Berggren and J.A. Van Couvering (eds) Catastrophes and Earth History, 77–90, Princeton: Princeton University Press.
Schindewolf, O.H. (1963) Neokatastrophismus? Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 114, 430–445.
Thorn, C.E. (1988) Introduction to Theoretical Geomorphology, London: Unwin Hyman.
Wolman, M.G. and Gerson, R. (1978) Relative scales of time and effectiveness of climate in watershed geomorphology, Earth Surface Processes and Landforms 3, 189–208.
Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1960) Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes, Journal of Geology 68, 54–57.
Yatsu, E. (1996) Graffiti on the wall of a geomorphology laboratory, in S.B. McCann and D.C. Ford (eds) Geomorphology Sans Frontieres, 53–58, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: catastrophism; magnitude–frequency concept
OLAV SLAYMAKER ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
NEOGLACIATION - یخبندان جدید
عصر یخبندان جدید یک اصطلاح زمین شناسی است، که در شمال آمریکا برای شرح نیمه دوم هولوسن زمانی که دره های یخچالی در بیشتر نواحی کوهستانی بعد از دوره بین یخچالی[25] پلیستوسن به حداکثر توسعه خود رسیدند، به وجود آمد. این اصطلاه اولین بار توسط موس[26](1951) و نلسون[27](1954) که آن را به متس[28] نسبت می دادند(اگر چه در هیچ یک از نوشته هایش دیده نشد)، استفاده شد. یخبندان جدید رسما به وسیله پورتر و دنتون[29] (1967) به عنوان یه دوره زمین اقلیمی سرد تعریف شد. همزمانی توسعه جهانی نوسانات یخچالی در واکنش به تغییر اقلیم را تعیین می کند. تحقیقات کلاسیک آنها یک تقسیمات استاندارد از هولوسن شمال آمریکا به هولوسن اخیر گرمتر و خشکتر( نسبتا گرم) به دنبال یک دوره یخبندان جدید که با چند دوره یخچالی مشخص شده بود، را اثبات کرد. اصطلاح مرتبط «عصر یخی کوچک» ابتدا توسط متس (1939) برای شرح دوره ای که یخچالها دوباره در رشته کوه های نوادا کالیفرنیا بعد از آب و هوای مطلوب دوره بین یخبندان ثابت می شدند، استفاد شد. عصر یخبندان کوتاه متس در واقع چیزی است که امروزه یخبندان جدید نامیده می شود. متعاقبا اصطلاح دوره یخبندان کوچک(LIA) برای شرح جدیدترین و طاقت فرسا ترین بخش یخبندان جدید در طی چند قرن گذشته زمانی که یخچالها در بیشتر نواحی جهان به حداکثر گسترش خود در هولوسن رسیده بودند، به توافق جهانی رسیده است(Grove 2003).
این اصطلاحات زمانی مسلم شده بود که که جزئیات تاریخی کمی از نوسانات یخچالی هولوسن با داده های مطلق در دست بود(.داده های رادیوکربن فقط در دسترس دانشمندان کواترنری بود). آب و هوای هولوسن بر اساس شواهد محدود از مطالعه نوسانات یخچالی و نمودار گرده در اروپا و شمال آمریکا تفسیر شده بود. همزمان با حداکثر توسعه یخچالها(عصر یخبندان کوچک) بین سالهای 1600 و 1850 بعد از میلاد در بخشهای زیادی از نیمکره شمالی، تقریبا همه شواهد ژئومورفولوژیکی رخدادهای یخچالی اولیه از بین رفته بود. شواهد چینه شناسی محدود از مورنهای جانبی و بخشهای داخلی عصر یخبندان کوچک ناقص وجود داشت، پیدا کردن و تعیین سن مشکل بود.
در طول 30 تا 40 سال گذشته اطلاعات جدید منجر به تغییر دانش و فهم ما از این رخدادهای یخچالی شده است. پسروی قابل توجه یخچالها در اواخر قرن بیستم بخش های زیادی از مورنهای جدید و جنگلهای مدفونی را آشکار کرد که شواهد نوسانات یخچالهای اخیر را ارائه می دهد. پیدایش AMS و ابزار تعیین سن رادیوکربن، به علاوه سن یابی دندروکرانولوژیکال[30] (زمان نگاری شاخه درختی) از ریز فسیل های چوب با استفاده از مرجع تاریخی طول - هزاره حلقه های درخت و توسعه توالی رسوبات یخچالی مبدایی، دسترسی به ثبت تاریخ های توالی یخبندان جدید را بهبود بخشیده است(شکل،83).
شکل83: نئوگلشیر(یخبندان جدید) اخیر(عصر یخبندان کوچک) مورنهای جانبی و انتهایی، یخچال بنینگتون، بریتیش کلمبیا ژولای 1990.
بیشترین شواهد نوسانات یخچالی یخبندان جدید از شمال غربی آمریکا و غرب اروپا جایی که معمولا یخچالهای عصر یخچالی کوچک بیشترین گسترش را داشته اند به دست آمده است. با وجود این در نیمکره جنوبی چندین نویسنده رسوباتی را در پایین دره محدوده عصر یخبندان کوچک از پیشروی نئوگلشیال شناسایی کرده اند(4400 تا 4600 سال قبل) این شواهد به صورت انتقادی به وسیله پورتر[31](2000) بازنگری گردید او هشدار داد که این نتایج باید تا زمانی که مجموعه سایتهای داده های بهتر در دسترس باشند، موقتی باقی بمانند.
در اوایل کار در نیمکره شمالی( اساسا در آلاسکا و اسکاندیناوی) سه فاز از نئوگلاشیل شناسایی شد: اولی(6000 تا 4000 قبل از میلاد)، وسطی(3500 تا 2500 قبل از میلاد) و آخری( 1000 سال اخیر یا عصر یخبندان کوچک) با یک رویداد جزئی در 900 تا 700 سال بعد از میلاد(Denton and Karlen,1973).
شواهد به دست آمده برای اولین رخدادهای یخچالی ناقص است. اکثر تحقیقات سن یابی پیشرفت نئوگلاشیل اولیه را بین 5000 – 4000 سال قبل بر اساس 14 C می دانند و آنها را با دیگر شواهد اقلیم دیرینه و وخامت اقلیمی در این دوره مرتبط می دانند. اگر چه دوره نسبتا گرم گذشته ابتدا به صورت یک واحد چینه شناسی زمانی تعریف شده بود(Porter and Denton 1967) زمان برای تحول نسبتا گرم – نئوگلاشیل با شواهد که برای بعضی از پیشرفت های یخچالی آلپ قبل از 6000 سال قبل وجود دارد، به طور آشکار زمان غلو آمیزی است. بنابراین اولین نئوگلاشیل به خوبی مشخص نشده است.
شواهد گسترده ای برای پیشرفت یخچالی بین 3500- 2800 سال قبل بر اساس 14 C در کوههای راکی کانادا، آلاسکا، سوئیس، پاتاگونیا و اکاندیناوی وجود دارد. همچنین شواهد چندین ناحیه یخچالی در 1500 تا 1300 سال قبل بر اساس 14 C و اوایل قرون وسطی 800 تا 600 بعد از میلاد(c.AD 600–800) وجود دارد. با وجود این بیشترین جزئیات( و بهترین سن نگاری) بازسازی نوسانات یخچالهای طبیعی از کوههای آلپ(Holzhauser 1997) نشان می دهد که حداقل هفت پیشرفت از یخچال آلش[32] بین سالهای 3200 سال قبل و 1000 بعد از میلاد به علاوه سه دوره یخچالی کوچک به وقوع پیوسته است. بعید به نظر می رسد که تاریخ نوسانات یخچالی در سایتهایی که خوب سن یابی شده پیچیدگی کمتری از آنچه به وسیله آلش نشان داده شده، داشته است. بنابریان تاریخ نوسانات یخچالی در طول نئوگلاشیل اولیه و میانی ناقص باقی مانده اما احتمالا چندین دوره حیات نسبتا کوتاه( 200 تا 50 سال؟) که به نظر می رسد به تدریج در طول زمان گسترده تر شده و به وسیله دوره های بین یخچالی جدا شده اند را شامل می شده است. در ارزیابی همزمانی این رخدادها، تعیین دقت تکنیک های سن یابی استفاده شده و و دقت کنترل قدمت(به عنوان مثال روابط چینه شناسی و جغرافیایی بین رخدادهای سن یابی شده) بسیار مهم است. در موارد زیادی محدوده سن یابی کمتر یا بیشتر از 50 سال در بهترین حالت آن برای تفاوت بین همزمانی و رویدادهای با فاصله نزدیک یا تعیین اینکه آیا رخدادها همبسته هستند و همزمان در یک محدوده وسیع به جای یک محدوده ساده محلی ثبت شده اند، ناکافی به نظر می رسد.
آغاز دوره یخبندان کوچک(LIA) به طور سنتی پایان دوره گرم قرون وسطی(MVP) قرار داده شده است. دوره گرم قرون وسطی ابتدا از شواهد غیر یخچالی در اروپا تعیین شد(Hughes and Diaz 1994) و شامل دوره 1200-800 بعد از میلاد می باشد زمانی که شواهد کمی از پوشش یخچالهای طبیعی گسترده وجود داشته است. وضعیت این دوره به عنوان یک وقفه جهانی از شرایط گرمتر جهانی سوال بر انگیز باقی مانده تا یک پایگاه داده مناسب با وضوح بالا از سوابق اقلیم دیرینه در دست باشد. سن یابی خوب دوره یخبندان کوچک(LIA) اولیه در قرن دوازدهم تا چهاردهم در پاتانگانیا، راکی ها ی کانادا، آلاسکا، سوئیس و اسکاندیناوی انجام شده است. این پیشروی اولیه به وسیله یک فاصله با شواهد کم از نوسانات یخچالی دنبال شده بود تا زمانیکه دوره یخچالی کوچک(LIA) اصلی، بین قرن شانزدهم و نوزدهم تعیین شد. در اکثر نواحی یخچالها مجددا موقعیت قبلی خود را در شرایطی نزدیک به دوره حداکثر گسترش خود در طول دوره یخبندان کوچک چندین بار اشغال کردند، ( به عنوان مثال اوایل1700 و اواسط 1800 در کوردیلرا کانادا[33] و سواحل آلاسکا یا 1350 و 1650 و 1850 در آلپها. اکثر یخچالها در طی قرن بیستم به سرعت عقب نشینی کرده اند. ظاهر شدن مکان های جنگلهای مدفون شده و یخهای کوهستانی نشان می دهد که عقب نشینی قرن بیستم شدیدتر و بیشتر از دوران هولوسن بوده است. با وجود این پیشرفت های محدودی از یخچالها در نواحی زیادی از آلپها در طول سالهای 1960-1970 رخ داده و یخچالها در غرب نوروژ در طول سال 1980 و اوایل 1990 در نتیجه افزایش بارش فصل زمستان به دلیل تغییر در چرخش اتمسفر یک پیشرفت قابل توجهی داشته اند. به طور خلاصه این سندها چندین وقفه از گسترش یخچالهای طبیعی را در 5000 سال گذشته نشان می دهد. برخی مانند قرن نوزدهم همزمان در سراسر جهان ظاهر شدند (حداقل در مقیاس صده) در حالی که برخی دیگر ممکن است تاریخ های منطقه ای و محلی از یخچالها را منعکس کنند.
توسعه مستقل، سندهای اقلیمی با توان تفکیک بالا اوخر هولوسن را پوشش می دهند( استفاده از حلقه های درخت، هسته های یخ، و تکنیک های دیگر) تا حد زیادی دانش ما را ازتغییر پذیری اقلیم و تاریخ اقلیم افزایش داده است. این عمل نشان داده است که آب و هوا به طور مداوم در مقیاس های زمانی و مکانی تغییر می کند. که ارتباط بین نوسانات یخچالی و اقلیم پیچیده است، و تغییرات آب و هوایی به ندرت در مقیاس جهانی همزمان است. کارهای اخیر اقلیم دیرینه مدارک عالی از جبر آب و هوایی را فراهم کرده است. برخی از عوامل جبری تأثیرات همزمان جهانی دارند( به عنوان مثال تغییرات در انرژی خورشید، حداقل لکه های خورشیدی و غیره)، در حالی که تأثیر بعضی دیگر ممکن است بین نیمکره ها ( اثرات مداری، فوران های آتشفشانی) یا بین مناطق( به عنوان مثال تغییرات گردشی) متفاوت باشد. تغییرات آب و هوایی جهانی برهمکنش تمام این عوامل را به عنوان وابستگی اقلیمی نوسانات یخچالی منعکس می کند. به هر حال، با وجود این وابستگی قوی به آب و هوا، رفتار یخچالها و زمان واکنش به وسیله عوامل زیاد غیر مرتبط با اقلیم تحت تأثیر قرار می گیرد. استفاده از اصطلاحات یخچالی تعریف شده مانند نئوگلاشیل و دوره یخبندان کوچک(LIA) برای شناسایی مجزای، جهان، دوره های اقلیم -زمین شناسی ناکافی است و در زمینه دانش کنونی اقلیمی هولوسن، گمراه کننده است. استفاده از این اصطلاحات باید به توصیف پیشرفت یخچالها در اواخر هولوسن بعد از 5000 سال قبل و بین 1900-1000 بعد از میلاد محدود شود.
References
Denton, G.H. and Karlen, W. (1973) Holocene climatic variations – their patterns and possible causes, Quaternary Research 3, 155–205.
Grove, J.M. (1988) The Little Ice Age, London: Methuen. ——(2003) Little Ice Ages: Ancient and Modern, London: outledge.
Holzhauser, H. (1997) Fluctuations of the Grosser Aletsch Glacier and Gorner Glacier during the last 3200 years – new results, Paleoklimaforschung 24, 36–58.
Hughes, M.K. and Diaz, H.F. (1994) The MedievalWarm Period, Kluwer: Dordrecht.
Matthes, F.E. (1939) Report of the Committee on Glaciers, Transactions of the American Geophysical :union: 20, 518–523.
Moss, J.H. (1951) Early Man in the Eden Valley, University of Pennsylvania, University Museum Monograph, 9–92, Philadelphia.
Nelson, R.L. (1954) Glacial geology of the Frying Pan River drainage, Colorado, Journal of Geology 62, 325–343.
Porter, S.C. (2000) Onset of Neoglaciation in the Southern Hemisphere, Journal of Quaternary Science 15, 395–408.
Porter, S.C. and Denton, G.H. (1967) Chronology of Neoglaciation in the North American Cordillera, American Journal of Science 265, 177–210.
Further reading
Calkin, P.E., Wiles, C.C. and Barclay, D.J. (2001) Holocene coastal glaciation in Alaska, Quaternary Science Reviews 20, 449–461.
Luckman, B.H. and Villalba, R. (2001) Assessing synchroneity of glacier fluctuations in the western cordillera of the Americas during the last millennium, in V. Markgraf (ed.) Interhemispheric Climate Linkages, 119–140, New York: Academic Press.
SEE ALSO: dating methods; dendrochronology; Holocene geomorphology; palaeoclimate
BRIAN LUCKMAN ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
NEOTECTONICS – نئوتکتونیک(نوزمین ساخت)
نئوتکتونیک مربوط است به مطالعه حرکات پوسته ای عمودی و افقی که در گذشته زمین شناسی اخیر رخ داده است و ممکن است امروز ادامه داشته باشد. هنگامی که اکثر حرکات پوسته ای مستقیما یا غیر مستقیم از حرکات صفحه ای ایجاد می شوند( یعنی تغییر شکل تکتونیکی)، خود مطالعات نئوتکتونیک فرضیه ای در مورد مکانیسم تغییر شکل ها ایجاد نمی کند. به تبع آن در اینجا « حرکت ها» واژه مبهم فراگیری است که هزاران فرایند دگرگونی را در بر می گیرد، مانند خزش همه جانبه تدریجی صفحات تکتونیکی، جابجای(لرزه ای) جداگانه در گسل ها و چین خوردگی های منفرد و پراکندگی کج شدگی و خمیدگی ها از طریق سازگاری مجدد ایزوستاتیک یا تحولات آتشفشانی. عبارت« گذشته زمین شناسی اخیر[34]» نیز عمدا مبهم است. تلاش های اخیر برای تعیین نظم به وسیله پنجره زمان دلخواه مانند اواخر دوران سنوزوئیک، نئوژن، یا کواترنری مفهوم انعطاف پذیرتری به زمین داده اند که شروع نئوتکتونیک را در زمانهای مختلف در مناطق مختلف مجسم می کند.
شروع دوره نئو تکتونیک یا رژیم تکتونیکی حاضر، به زمانی که میدان تنش معاصر یک منطقه برای اولین بار تحمیل شده است، بستگی دارد. مثلا، در اپناینس[35] در مرکز ایتالیا «رژیم تکتونیکی حاضر» در اواسط کواترنری شروع شده است(700000سال پیش) و حتی جوانتر( کمتر از 500000 هزار سال)،در مقابل در کالیفرنیا، در شمال شرق آمریکا رژیم فشار امروزی برای حداقل 15 میلیون سال گذشته وجود داشته است.
به طور معمول، حرکات نئوتکتونیک در بیشتر مناطق در چند میلیون سال گذشته یا بیشتر عمل کرده اند. در طول این فواصل طولانی فعالیت های نئوتکتونیک توسط ساخت چینه شناسی رسوبات در حوضه های داخلی و دریایی، تاریخ دفن یا بیرون آمدن صخره ها و توسعه چشم اندازهای ژئوموفولوژیکی نشان داده می شود. مطالعات سنگواره شناسی گیاهی و اقلیم دیرینه[36]، مدلهای عددی از تکامل چشم اندازها و تکنیک هایی مانند تجزیه تحلیلهای ردشکافتی و سن یابی کیهانی از جمله ابزارهای متفاوتی هستند که این فعالیت تکتونیکی درازمدت را حل می کند. در طول دوره هایی از دهها تا چندصد هزار سال، فعالیت های ساختارهای تکتونیکی منفرد( گسلها و چینها) توسط تغییر شکل نشانه های ژئومورفولوژیک مانند تراسهای دریایی و رودخانه ای، ردیابی تغییرات یخچالی- استاتیک اواخر پلیستوسن به وضوح آشکار می شود. میزان تغییر شکل ظاهرا ملایم تشخیص داده شده در یک مقیاس زمانی متوسط، زمانی که گسلها و چینها در طول هولوسن(10000 سال) مورد بررسی قرار گرفته اند، نامنظم و دوره ای ظاهر شده اند. در مقیاسهای زمانی چند هزار ساله تغییرات دوره ای در ساختارهای تکتونیکی فعال از مجموعه ای متنوع از روش های لرزه نگاری دیرینه، از تفسیر چینه شناسی طبقاتی که توسط گسلش تحت تأثیر قرار داده شده است، برای آشکار کردن اختلالات رشد درختان و جزیره های مرجانی می تواند جمع آوری شود.
اگر چه حرکات نئوتکتونیک تا زمان حال ادامه دارد، اصطلاح تکتونیک فعال معمولا برای توصیف حرکاتی استفاده می شود که قبل از دوره زمانی تاریخ بشر رخ داده اند. تکنونیک فعال با پیامدهای اجتماعی تغییر شکلهای نئوتکتونیک ( مانند، ارزیابی مخاطرات زمین لرزه، افزایش سطح آب دریا در آینده و غیره) سرو کار دارد. از این رو، روی حرکات پوسته تمرکز کرده است که در یک فاصله زمانی در آینده در ارتباط با جامعه می توان انتظار داشت. حتی حرکات پوسته ای معاصر ممکن است خود را در فرایندهای سطح زمین و لندفرم ها نمایان کند، مانند حساسیت رسوبات رودخانه ای به کج شدگی پوسته زمین. به علاوه مطالعات ژئومورفولوژیکی و زمین شناسی در ثبت حالت سطحی حرکت زمین مهم می باشند مانند، شکستگی زمین در اثر زلزله که با توجه به ظریف بودن آنها طبیعت زودگذر یا برگشت پذیر انها بعید به نظر میرسد در اسناد زمین شناسی ثبت شده باشند. با وجود این تکتونیک فعال اغلب یک رشته از شیوه های تحقیقی با تکنولوژی بالا را به کار می گیرند. آنچه در این بین دارای اهیمت است نظارت بر تغییرات مداوم سطح زمین با استفاده از روشهای نقشه برداری فضایی یا زمینی(تکتئنیک ژئودوزی)، تصاویر رادار( تداخل سنجی) از الگوهای تغییرشکل زمین ایجاد شده به وسیله زمین لرزه های مجزا و فعالیت آتشفشان، و آشکارسازی لرزه نگاری و اندازه گیری زمین لرزه( تکتونیک لرزه ای)، هر دوی شبکه استاندارد شده لرزه نگاری جهانی و پوشش لرزه نگاری منطقه ای، می باشد. این نمایش لحظه ای مدرن از تکتونیسم میتواند به عقب تر از قرن بیستم از طریق تجزیه و تحلیل حسابهای تاریخی و نقشه ها برای پی بردن به تغییرات گذشته سطح زمین یا درک پارامترهای رخدادهای لرزه ای گذشته(لرزه شناسی تاریخی) برگردد. به علاوه زمین لرزه می تواند نشانه های خود را در روش های اسطوره ای و نشانه های ادبی مردم باستان، وضع ساختمانی مراکز تاریخی آنها و صدمه زدن ساختمان آنها(لرزه نگاری باستانی) به جا گذارد. زمانی که توسط این اسناد انسانی پوشش داده می شود به طور قابل توجهی متغییر هستند، اعم از هزاران سال در مدیترانه، شرق نزدیک و آسیا و چند قرن در سراسر آمریکا.
به طور کلی آنها تأکید می کنند که مناطقی که امروز فعال هستند، همواره در طول هزاران سال فعال بوده است، در نتیجه ماهیت طولانی تغییر شکل پوسته اثبات شد، اما گهگاهی آنها نشان می دهند که بعضی مناطق که به طور قابل ملاحظه ای از نقطه نظر لرزه نگاری مدرن آرام ظاهر می شوند،( مانند شکاف دره نشستی اردن) قادرند زمین لرزه های بزرگ ایجاد کنند.
در واقع، تمایز بین نئوتکتونیک و تکتونیک فعال ساختگی است، آنها به سادگی برش های زمانی متفاوت حرکات پوسته ای مستمر را شرح می دهند. این زنجیره توسط میدان فشاری همزمان ماندگار نگهداری می شود. این حرکات پوسته ای مستمر به وسیله تداوم میدان تنش معاصر حفظ می شود. به این معنی که نتایج بدست آمده از میزان و جهت حرکت پوسته در گذشته از طریق مشاهدات زمین شناسی می تواند مستقیما با اندازه گیری آنها توسط روشهای مدرن ژئودزی و ژئوفیزیکی مقایسه شود. اگر چه اصطلاح «نئوتوکنیک»، یا «تکتونیک فعال» تا حدودی مبهم هستند و اغلب به جای یکدیگر به کار می روند، نیازهای اجتماعی( مثلا، مقامات نظم دهنده برای مخاطرات لرزه ای، ایمنی هسته ای و ...) اغلب نیازمند به بروز حرکات تکتونیکی برای تعریف دقیقد آن هستند. برای مثال، اکنون در قانون کالیفرنیا مشخص شده یک گسل فعال گسلی است که در 11000 سال پیش زمین لرزه های سطح- پارگی[37] داشته است(زمانی که شروع هلوسن در نظر گرفته شده، در آن زمان ایجاد شده) )( گسلهای فعال و مستعد را ببیندید ). نهادهای قانونی دیگر فعالیت های گسل ها را مقداری تعدیل کردند: هولوسن( 10000 سال پیش جابه جا شده است)، پایان کواترنر( در 130000 سال پیش حرکت جابه جا شده است)، و کواترنری(در 1.6 میلیون سال پیش جابه جا شده است). گسلهای نئوتکنیک در مقایسه، به سادگی ، در طول تحمیل یک رژیم تکتونیک جاری شکل می گیرند. البته، ساختار واقعی، به وسیله این چنین نگرانی های قانونی نامحدود هستند. بسیاری از گسختگیهای زلزله های جدید در امتداد گسلهای پی سنگ قدیمی(به عنوان مثال پالئوتکتونیک) قرار دارند. در واقع مهم است تشخیص اینکه هر گسل مساعد انحراف، با توجه به فشاری که در حال حاضر بر آن تحمیل می شود، پتانسیل فعال شدن در آینده را دارد، صرف نظر از اینکه آن در گذشته اخیر زمین شناسی جابه جایی داشته است.
یک روش معنادار تر برای تمایز دادن و درجات فعالیت نئوتکتونیک، میزان واتنش های تکتونیکی است که اندازه گیری سرعت حرکات منطقه ای پوسته است و به نوبه خود نتیجه بالا بردن واتنش تکتونیکی است. جابه جایی های پوسته ای اغلب قوی هستند و به آسانی در جایی که مرز صفحات نازک و مجزا هستند، قابل تشخیصند. در این محدوده از واتنش بالا زلزله های مکرر روی گسلهای با حرکت سریع (>10 mm/ yr) اطمینان می دهد که زلزله های تاریخی یک یا دو قرن و اندازه گیری های دقیق ژئودتیک[38] برای تهبه یک تصویر سازگار از رفتار تکتونیکی فعال کافی است.
میزان واتنش تکتونیکی متوسط مناطقی را که در آنجا حرکت مرز صفحات در میان شبکه ای از گسلهای کم تحرک پخش شده است مشخص می کند(0.1- 10 میلیمتردر سال). نمونه ای از این کمربندهای دگرشکی وسیع حوضه و محدوده استان شرق آمریکا یا منطقه برخوردی هیمالیا، جایی که شکستهای گسلهای زمین لرزه ای هر چند صد یا هزار سال اطمینان می دهند که دوره هولوسن یک پنجره زمانی مناسب برای شاهد چرخه تغییر شکل معمولی پوسته زمین است، می باشند. در مقابل، میزان واتنش پایین اطمینان می دهد که مناطق میان صفحه ای اغلب به پایداری درون قاره ای اشاره دارد، نواحی دارای لرزه خیزی پایین با حرکت کند(0.1 > میلیمتر در سال) گسلهایی که هر چند ده سال(یا حتی صدها) یا صد سال شسکته شده، تصویر فوری از تاریخ بشر ساخته و یک راهنمای غیر قابل اعتماد برای بروز فعالیت تکتونیکی در آینده می باشد.
الگوی جهانی حرکات پوسته ای امروزی می تواند به وسیله تئوری تکتونیک صفحه ای محاسبه شود، که یک چارچوب جنبش شناسی زیبا است که در آن صفحات مقاوم به صورت متفاوت باهم برخورد می کنند، از هم جدا می شوند و در امتداد مرزهای فعال تغییر شکل خود، در کنار هم حرکت می کنند. با این وجود بررسی دقیقتر، نشان می دهد که عامل اساسی که حرکات صفحه ای جهانی را کنترل می کند( به عنوان مثال بلوک های سخت جدا شده، توسط مرزهای تغییر شکل محدود) شکستن در مقیاس منطقه ای و محلی است. این امر به ویژه در قاره ها، جایی که یک درهم آمیختگی زمین شناسی قبلی و ساختار زمین شناسی اطمینان می دهند که تنشهای تکتونیک در روشهای ساده و یکسان عمل نکرده اند. مطالعه چگونگی تغییر میدانهای تنش همزمان در سراسر سطح زمین(شکل 108)، بین ایالتهای تنش اولیه و مرتبه دوم تماییز قایل می شود. ایالت های مرحله اول فشارهای کلا یکنواخت جهت دار در چندین هزار کیلومتر دارند. بزرگترین این مورد صفحات متوسط مناطقی از شمال آمریکا و غرب اروپاست، جایی که میدانهای تنش تا حد زیادی از فشار خط الراس و برخورد قاره ها ایجاد می شود. در مقابل، ایالت های تنشی مرتبه اول در نواحی فعال تکتونیکی توسط حرکات کششی به پایین فرورانش صفحات و مقاومت در برابر فرورانش غالب هستند. ایالت های تنشی مرتبه دوم کوچکتر هستند، عموما کمتر از 1000 کیلومتر، و به یک انحنای پوسته ای که توسط توالی ضخیمی از رسوبات و جهش بعد یخچالی ایجاد شده، و تبایین عمیق رئولوژیکی[39] مربوط می شوند. اگر چه بخش عمده ای از پوسته زمین در حال به همفشردگی است، در مناطق قابل توجهی کشش رخ می دهد. در هر دو قاره ها و اقیانوسها، این دامنه های کششی دراز و باریک هستند و و به توپوگرافی نواحی مرتفع مربوط می شوند، اگر چه حوضه آبریز و محدوده ایالتی و منطقه اژه در شرق دریای مدیترانه به طور قابل توجهی استثنا هستند. اکثر ایالتهای تنشی مرتبه اول و تعداد زیادی ایالتهای تنشی مرتبه دوم منطبق با ایالت های فیزوگرافیک مجزا می باشند.
شکل 108: نقشه تنش جهانی با خطهای که جهات حداکثر فشردگی جهانی را نشان می دهند. خط های سیاه گسل نرمال را نشان می دهد(واگرایی)، خطوط خاکستری تیره گسل امتداد لغز را نشان می دهد، و خطوط خاکستری روشن، گسل تراستی را نشان می دهد(همگرایی)، خطوط سفید رژیم تکتونیکی احتمالی را نشان می دهد. هر چه کیفیت داده ها بهتر، خطوط طولی طولانی تر. حدود دو سوم از داده تنشی از زلزله به دست آمد و نواحی پررنگتر جایی است که حجم زیادی از تغییر شکل تکتونیکی رخ داده است. بسیاری از یک سوم داده های باقی مانده از طریق اندازه گیری تنش با مته به دست آمده که در ایالت های تولید نفت خام متمرکز شده اند. از مولر و همکاران( 2000).
نیروهای محرک صفحه ای ممکن است کنترل برجسته ای را روی میدانهای تنشی همزمان داشته باشند اما، در مقیاس جهانی فرایندهای دیگری هم در تغییر شکل پوسته ای همکاری دارند. این فرایندها عبارتند از: تنظیمات استاتیک یخچالی([40]GIA)، واکنش فیزیکی ویسکوالاستیکی پوسته زمین به بارهای تحمیل شده و جابه جا شده در دوران یخچالی و بین یخچالی که در 900000 سال گذشته در سیاره زمین برقرار بوده است(ایزوستازی یخچالی[41] را ببینید). به دلیل اینکه نوسانات توده های بزرگ یخ جریانهای زیر سطحی مواد را ایجاد می کند، تغییرات پوسته ای قابل اندازه گیری در هزاران کیلومتر دورتر از محدوده حاشیه شکل دهنده یخ توسعه می یابد. به طور خلاصه اثرات GIA در سطح جهانی احساس می شوند(شکل 109). بعلاوه، زمانی که پاسخ پوسته الاستیک به صفحات یخی متلاشی شده فوری است، واکنش وسکوالاستیک به تأخیر افتاده پوسته همچنان برای مدت طولانی بعد از عقب نشینی یخ ادامه دارد. اگر چه اثرات GIA در حال حاضرمی تواند ازطریق ژئودوزی فضایی شناسایی شود، میراث آن اغلب به وضوح در الگوهای جهانی تغییرات سطح دریا در دوره بین یخچالی آشکار است. مناطقی که در زمان آخرین گسترش حداکثر یخچالها پوشیده از یخ بودند، ( یعنی سطح نسبی دریاها در حال پایین رفتن است) در نتیجه جهش بعد یخچالی پوسته، بالا آمده هستند. همچنین در مناطق پیرامونی صفحات تشکیل دهنده یخ به علت فروپاشی یخچالها در حال فروکش کردن هستند(یعنی سطح نسبی دریاها در حال افزایش است). اثرات این فروکشی خارج از محدوده فروپاشی کوه یخی جمع کردن آب از حوضه های اقیانوسی مرکزی است، که به وسیله بالا آمدگی در حوضه آبریز داخل اقیانوسی در میدانهای دور از صفحات یخی تنظیم می شود. جزء نهایی GIA انحراف هیدرو ایزوستاتیک خطوط ساحلی قاره ای است، به دلیل وزن اعمال شده به سطح زمین به وسیله برگشت بار آب حاصل از ذوب، که هاله از فرورانش پوسته ضعیف اطراف توده های اصلی زمین ایجاد می کند. در اکثر موارد، مطالعات زمین شناسی از تغییرات نسبی سطح دریاها در هولوسن با الگوی بالا آمدگی/ فرورانش پیش بینی شده توسط تئوری ویسکوالاستیک جهانی سازگاری دارد. نواحی کلیدی نامتجانس در امتداد مرز صفحات کرانه دریا( خصوصا مناطق فرورانشی) جایی که در آن تغییر شکل تکتونیکی حکمفرماست قرار دارند و آن مناطق توسط اثرات محلی انسانی آلوده شده اند(استخراج آب های زیرزمینی و غیره).
شکل 109: حرکت شعاعی شمال شرقی آمریکا به سمت خارج را نشان می دهد(مدل برگشت بعد یخچالی پیش بینی شده توسط پلتیر[42] 1999 ) به علت تنظیمات ایزوستاتیک یخچالی به علت جابه جایی صفحه یخی لارنتید[43] و برجسته شدن تمرکز حالت ارتعاشی همزمان در امتداد حاشیه تشکیل دهنده یخ. از استوارت و همکاران( 2000).
پیامدهای نئوتکتونیک GIA محدود به خط ساحل نیست. بازگشت یخچالی امروزه به طور وسیع به عنوان یک مکانیسم برای اعمال هر دوی تنس عمودی و افقی نه تنها در داخل محدوده تشکیل دهنده صفحات یخی بلکه برای چند صد کیلومتر خارج از محدوده آن مطرح شده است. داخل بخشهای تشکیل دهنده یخ در شمال شرق آمریکا و شمال اروپا هر دوی تکتونیک و تنش های برگشتی برای توضیح پراکندگی و سبک لرزه زمین ساخت بعد یخچالی و معاصر لازم است. در خارج، در داماغه های بدون یخ میزان واتنش یخچالی پیش بینی شده احتمالا 1 تا سه برابر بیشتر از میزان واتنش تکتونیکی درون قاره ای می باشد. در نتیجه برخی از محققان استدلال می کنند که ظهور تغییرات در فعالیت زمین لرزه های هولوسن در شرق آمریکا و وقوع زلزله های بزرگ مانند زلزله بزرگ(8M >) که نواحی دره میسی سی پی از نیو مادرید را در سال های 1812- 1811 لرزاند ممکن است با نواحی که واتنش یخچالی بالایی دارند در ارتباط باشد. بارگیری یخچالها و تخلیه آنها ممکن است ایجاد تنش تکتونیکی در مرز صفحات یخچالی را به هم بزند، مانند انچه امروزه در آلاسکا و سابقا زمانی که صفحه یخی کلدیلران[44] بخشهای از زون فرو رانشی[45] کاسکادیا[46] را پوشانده بود رخ داده است. اخیرا مولفه های ایزوستاتیک فرسایش یخچالی در فرایندهای کوه ساز احساس شده است.
به طور خلاصه الگوی جهانی حرکات افقی و عمودی پوسته زمین از اثرات جهانی حرکات صفحه ای و تعادل ایزوستاتیک یخچالی ناشی می شود. به صورت منطقه ای و محلی این عمل به وسیله خمیدگی ایزوستاتیک[47] یا بار رسوبی، تغییر شکلهای آتشفشانی یا تغییرات مربوط به انسان(آبگیری سد) تقویت می شود. در حالیکه تحقیقات نئوتکتونیکی زیادی به دنبال جدا سازی حرکات ناشی از فراتنش های تکتونیکی از حرکات ناشی از فرایندهای غیر تکتونیکی هستند، این اغلب یک هدف بی نتیجه است. زیرا تغییر شکل پوسته زمین معمولا جریانات اساسی تعدیلی گوشته را تحریک می کند. حرکات نئوتکتونیک کاربرد جهانی دارد. با اینحال این مکانیسم های مشارکتی نامتجانس همراه با بازه های زمانی مختلف که قبل از فعالیت شان می توانند شناسایی شوند، اطمینان می دهد که وسعت قابل توجهی از تحقیقات علمی را در بر می گیرد. چند زمینه علمی دیگر علوم فضایی، زلزله شناسی، علم کواترنر، باستان شناسی زمین، زمین شناسی ساختمانی، ژئومورفولوژی، ژئودوزی، باستان شناسی و تاریخ را به سادگی ترکیب می کند . این اتحاد میان رشته ای است که نئوتکتونیک را مهیج و به خصوص چالش انگیز ساخته است.
References
Mueller, B., Reinecker, J., Heidbach, O. and Fuchs, K. (2000) The 2000 release of the World Stress Map (available online at www.world-stress-map.org)
Peltier, W.R. (1999) Global sea-level rise and glacial isostatic adjustment, Global and Planetary Change 20, 93–123. Stewart, I.S., Sauber, J. and Rose, J. (2000) Glacioseismotectonics: ice sheets, crustal deformation and seismicity, Quaternary Science Reviews 14/15, 1,367–1,390.
Further reading
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Oxford: Blackwell.
Stewart, I.S. and Hancock, P.L. (1994) Neotectonics, in P.L Hancock (ed.) Continental Deformation, 370–409, Oxford: rgamon Press.
Vita-Finzi, C. (2002) Monitoring The Earth, Harpenden: Terra Publishing.
IAIN S. STEWART ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
واژه آخر ترجمه نشده است
NIVATION
Nivation is a morphogenetic term introduced by Matthes (1900) to describe and explain the processes associated with late-lying seasonal snow patches and landforms derived from them (nivation benches or terraces, and nivation hollows). The term became entrenched in periglacial geomorphology with little attention to process measurements until recently. One important vein of thinking envisages nivation hollows as precursors of glacial cirques. While Matthes (1900) fails to produce a sharp definition of nivation, he exhibits a sophisticated grasp of snowpack accumulation dynamics. He invokes static snowpacks with intensified freeze–thaw around snowpatch peripheries, but assigns nivation only modest powers of landscape modification. Furthermore, while Matthes identifies a form continuum from nivation hollow to cirque, he distinguishes sharply between nivation and glacial effects and does not claim that nivation hollows enlarge into cirques. Nivation was soon adorned by others with bedrock freeze–thaw weathering, nivation hollows as precursors of cirques, the mobility of snowpacks, and solifluction as the primary mass wasting process. Thorn (1988) provides a comprehensive review of the development of nivation into the 1980s. The fundamental issue is to appreciate that nivation is a concept of weathering and transport intensification that invokes no unique processes.
Nivation benches or terraces are idealized as a gentle sloping flat or tread mantled in debris, unvegetated where snow is especially late-lying, with a steeper riser at the upslope end. Expansion is by headward incision promoted by the presence of late-lying snow at the inflection of slope. When suitably oriented such landforms, whatever their origin, are highly likely to become snow accumulation sites and it becomes tempting, if not irresistible, to move from correlation to causation, a step fraught with problems in the absence of process measurements. Nevertheless, available evidence does suggest that nivation is a likely mechanism for expansion in poorly consolidated materials (Thorn 1988; Berrisford 1992; Christiansen 1998). Where such forms occur in bedrock, headward incision becomes dependent upon more contentious weathering processes, rather than merely upon excavation by mass wasting.
While it is easy to envisage that the additional water supply associated with late-lying snow has considerable geomorphic potential, detailed field measurements were not undertaken until the 1970s (Thorn 1988). Important subsequent work includes Berrisford (1991, 1992) and Christiansen (1996, 1998). A reasonable summary of present knowledge of the mass wasting component of nivation is to state that late-lying snow does indeed accelerate or intensify periglacial mass wasting processes (e.g. solifluction, surface wash) by several factors, even by orders of magnitude, in comparison to nearby snow-free (or thinly snow-covered) surfaces.
However, the literature is not adequate to specify a consistent pattern of process or process rate intensification; indeed, considerable variability appears likely. On unconsolidated surfaces the elimination of vegetation cover by late-lying snow (not always the case) appears to represent an important process threshold. As rainfall inputs decrease and snowfall inputs increase proportionally, snowpatch meltwater influences emerge more starkly, especially in poorly consolidated materials (Christiansen 1998). In the presence of permafrost snowpatches may have important impacts on near-surface water flow (Ballantyne 1978), particularly by raising shallow subsurface flow to the surface where a snowpatch sustains a frozen subsurface.
While the role of nivation within the periglacial transport suite is generally non-problematic, and increasingly emphasizes meltwater impacts, the weathering role of nivation is problematic. For much of its history nivation was generally assigned no chemical weathering role. Intensification of chemical weathering processes beneath and around snowpatches is now documented (e.g.
Thorn 1988), with a spatial pattern strongly dependent upon meltwater pathways that may even shift the impact downslope of the snowpatch itself. Knowledge of the role of nivation as a modifier of freeze–thaw weathering is largely constrained by the uncertainties associated with freeze–thaw weathering itself (Hall et al. 2002). Relevant ground climates (as opposed to largely irrelevant generalized air climates) are poorly known, laboratory studies do not necessarily mimic field conditions adequately, nor do they effectively isolate freeze–thaw from other possible mechanisms.
Within the immediate context of nivation the critical issues rest with the interaction between snowpack insulation modifying, and perhaps eliminating, sufficient thermal regimes versus the obvious addition of abundant and necessary moisture through snowmelt. Berrisford (1991) found morphological evidence in the form of angular clasts beneath some portions of snowpatches to suggest enhanced mechanical weathering of coarse debris. However, he also emphasized the geomorphic importance of the annual temperature cycle, as opposed to shorter cycles, and views perennial snowpatches as protective. Unlike CRYOPLANATION, of which it is a critical component, nivation research has been reinvigorated in recent years. While field data is increasingly available, definitional problems continue. Thorn (1988) suggested the term is so broad that it will always defy definition and should be abandoned, while Christiansen (1998) would like to expand it to embrace all snow-related processes making it equivalent to ‘glaciation’ in generality.
Perhaps neither path is advisable, but the sharp contrast serves to highlight the problems presently associated with the term.
Snow-derived process will always be central to periglacial geomorphology and lead to some broad issues (Thorn 1978). Most nivation researchers appreciate that the wind-derived nature of a snowpatch means that there is potential for snow-bearing winter winds to orient landscape development through nivation. In fact, such orientation passes through a second filter, namely, available, suitable topographic traps because deep, late-lying snow cannot accumulate on a flat surface. Such concepts lead to ideas focused upon the landforms produced by snowdominated regimes as opposed to those of full glaciation. Nelson (1989) goes so far as to suggest that not only is nivation central to cryoplanation, but that cryoplanation terraces are periglacial analogues of glacial cirques. His thesis invokes the presence of cryoplanation terraces where snowfall and temperature regimes are inadequate to generate cirque glaciation. Yet another view of nivation juxtaposes it with coldbased, that is non-erosive, glaciation. In such a context Rapp (1983) has suggested that interglacial nivation may represent the erosive, landforming regime and glaciation the quiescent, protective one.
The spatial extent of seasonal snowcover and lengthy interglacial periods, perhaps even more importantly relatively short pleniglacial periods, suggest that geomorphic processes derived from late-lying snow merit considerable attention. Clearly, nivation represents a core concept in such an appreciation, albeit not an exclusive one.
Intensification of surficial mass wasting processes by nivation is now well established, but determination of systematic trends and rates must await generation of considerably more data. The weathering regime associated with nivation remains uncertain. Concentration of snowpatch meltwaters promotes chemical weathering; however, the location and degree of mechanical weathering with respect to a fluctuating seasonal snowpatch remains questionable, despite widespread willingness to invoke it. The extent to which nivation is able to shape a landscape is simply unknown. that would not produce a cirque from a nivation hollow in a feasible period of time. Quantitative research into such topics is urgently needed, but is immediately confronted by scale-linkage issues. In particular, periglacial process studies conducted on mesoscale phenomena must contend with the possibility that PARAGLACIAL conditions, rather than prevailing ones, hold the key.
References
Ballantyne, C.K. (1978) The hydrologic significance of nivation features in permafrost areas, Geografiska Annaler 60A, 51–54.
Berrisford, M.S. (1991) Evidence for enhanced mechanical weathering associated with seasonally late-lying and perennial snow patches, Jotunheimen, Norway, Permafrost and Periglacial Processes 2, 331–340.
——(1992) The geomorphic significance of seasonally late-lying and perennial snowpatches, Jotunheimen, Norway, Unpublished Ph.D. dissertation, University of Wales, Cardiff.
Christiansen, H.H. (1996) Nivation forms, processes and sediments in recent and former periglacial areas, Geographica Hafniensia A4.
——(1998) Nivation forms and processes in unconsolidated sediments, NE Greenland, Earth Surface Processes and Landforms 23, 751–760.
Hall, K., Thorn, C.E., Matsuoka, N. and Prick, A. (2002) Weathering in cold regions: some thoughts and perspectives, Progress in Physical Geography 26, 577–603.
Matthes, F.E. (1900) Glacial sculpture of the Bighorn Mountains, Wyoming, United States Geological Survey, 21st Annual Report 1899–1900, 167–190.
Nelson, F.E. (1989) Cryoplanation terraces: periglacial cirque analogs, Geografiska Annaler 71A, 31–41.
Rapp, A. (1983) Impact of nivation in steep slopes in Lappland and Scania, Sweden, in H. Poser and E. Schunke (eds) Mesoformen des Reliefs im heutigen Periglazialraum, Abhandlungen der Akademie der Wissenschaft in Gottingen, Mathematisch- Physikalische Klasse 3(35), 97–115.
Thorn, C.E. (1976) Quantitative evaluation of nivation in the Colorado Front Range, Geological Society of America Bulletin 87, 1,169–1,178.
——(1978) The geomorphic role of snow, Annals of the Association of American Geogaphers 68, 414–425.
——(1988) Nivation: a geomorphic chimera, in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 3–31, Chichester: Wiley.
Futher reading
Thorn, C.E. and Hall, K. (2002) Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and integration, Progress in Physical Geography 26, 553–560.
SEE ALSO: cryoplanation; freeze–thaw cycle
COLIN E. THORN
[3] - Petrified Forest National Park
[12] - Channeled Scablands
[23] - Channeled SCABLANDs
[30] -dendrochronological
[33] -Canadian Cordillera
[34] - geologically recent past
[40] - Glacial Isostatic Adjustment
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
