[صفحه اصلی ]   [ English ]  
بخش‌های اصلی
آشنایی با ژئومورفولوژی::
آشنایی با انجمن::
اخبار رویدادها::
کارگاه های میدانی انجمن::
دانشنامه ژئومورفولوژی::
اخبار علمی::
عضویت در پایگاه و انجمن::
بخش آموزش::
دریافت فایل::
داده ها و تصاویرماهواره ای::
موسسات ژئومورفولوژی::
منابع ارشد و دکترای جغرافیا::
نشریات ::
درگاه دانشگاه ها::
تسهیلات پایگاه::
پست الکترونیک::
برقراری ارتباط::
::
جستجو در پایگاه

جستجوی پیشرفته
..
دریافت اطلاعات پایگاه
نشانی پست الکترونیک خود را برای دریافت اطلاعات و اخبار پایگاه، در کادر زیر وارد کنید.
..
پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی 

سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی 

انجمن علمی باستانشناسی ایران 

..
:: از Amphitheater تا Humans and atolls ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۱۵ | 
AMPHITHEATER -آمفی‌تئاتر
برخی مطالعات اولیه از ستیغ انحنادار درههای غیر یخچالی آنها را با منشأ فرسایشی در شرایط اقلیمی گرم و خشک نسبت داده، لیکن آمفیتئاترها در مناطق مرطوب نیز پراکنش زیادی دارند. این اشکال عمدتاً جاهایی که یک دره تا ستیغ آن از سنگ‌های رسوبی کم شیب امتداد داشته، یا از طریق ایجاد شکاف در گنبدهای آتشفشانی نظیر آنچه در هاوایی رخ داده ایجاد می‌شوند. حالت دیگر اینکه مورفولوژی زاویه‌دار به واسطه شکاف خوردگی قائم حفظ شده باشد؛ ستیغ انحنادار به صورت یک سنگ پوش سخت و بخش زیرین آن به واسطه فرورفت یا به دلیل شکست توده‌ای در دامنه برش خورده است. یک آمفی‌تئاتر را می‌توان به یک طاقی که بر روی پهلوهای آن تکیه دارد شبیه دانست، زیرا فشارهای جانبی بلوکها را در محلی روی سطح سنگی انحنا دار نگه می‌دارد. این فراینده به ویژه در جاهایی غالب است که اساساً فشارها در یک توده سنگ افقی هستند و سطوح سنگی را تحت فشار و تراکم نگه می‌دارد. از اینرو، آمفی‌تئاترها از خطوط مستقیم پرتگاهی پایدارترند. به نظر می‌رسد توسعه و ایجاد انحناء به توزیع سه بعدی فشارها بر روی سطوح سنگی مرتبط باشد. مطالعات آزمایشگاهی برای معدنکاوی با برش باز نشان می‌دهد که شیبهای با بیشترین ثبات جاهایی هستند که شعاع انحناء تقریباً برابر ارتفاع دیواره پشتی باشد. پایداری شیب به‌طور محسوسی با افزایش چهار برابری شعاع انحناء سطوح سنگی نسبت به ارتفاع دیواره کاهش می‌یابد. نسبتهای مشابهی در بیشتر آمفی تئاترهای طبیعی برقرار است. نسبت 5:1 بین شعاع انحناء سطوح سنگی نسبت به ارتفاع دیواره در 90 درصد آمفی تئاترها در جنوب سیدنی استرالیا برقرار بوده که تقریباً در 20 درصد آنها این نسبت 2:1 است. ابعاد آمفی تئاترها نشانه‌ای از تعادل بین شکل و توزیع تنش‌ها می‌باشد.
Further reading
Laity, J. and Malin, M.C. (1985) Sapping processes and the development of theater-headed valley networks on the Colorado Plateau, Geological Society of America Bulletin 96, 203–217.
Young, R. and Young, A. (1992) Sandstone Landforms, Berlin: Springer.
R.W. YOUNG                    (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
 ANABRANCHING AND ANASTOMOSING RIVER - رودخانه گیسویی و انشعابی
یک رودخانه آبرفت یا انشعابی، سیستمی از کانال‌های چندگانه است که با پوشش گیاهی یا بوسیله جزایر آبرفتی پایدار و تفکیک شده و جریان آب در آبگذر‌ها تا ارتفاع بیش از تراز کانال آنها را جدا می‌کند (عکس 2). ممکن است جزایر از انباشت رسوبات درون کانالی؛ یا به وایطه برش کانال درون بقایای دشت سیلابی ایجاد شده، یا از طریق رودشاخه‌های پیشرونده بهم پیوسته بر روی دلتاها شکل یافته باشد.

عکس 2: نمای هوایی از کانالهای انشعابی گلی در جنوب گال‌وی بر روی خور کوپر در شرق کوینزلند استرالیا است. آب جاری به‌رنگ خاکستری تیره و مرزکانال تازه خیس شده تیره‌تر بوده و حدود 20-30 متر عرض دارند.
 
زیر مجموعه خاصی از سیستم‌های رودخانه کم انرژی انشعابی که عمدتاً با رسوب‌گذاری رسوبات ریزدانه و آلی همراه است، تحت عنوان رودخانه‌های گیسویی تعریف شده است (Smith and Smith 1980; Knighton and Nanson 1993; Makaske 2001).
هم اکنون، هیچ یک از آن دو واژه برای رودخانه‌های بریده بریده به‌کار برده نمی‌شود که دو شاخه شدن جریان به‌ویژه وابسته به سدهای میان کانالی سخت نشده، موقتی، با پوشش گیاهی تنک است و آبگذری کمتر از حد سرریزی از سدها می‌باشد. اگرچه، برخی شتابزدگی در نامگذاری به دلیل کانال‌های خاص کم انرژی در یک سیستم بریده بریده باقی‌مانده است که بعضاً به یک رودخانه منشعب نسبت داده می‌شود. ارتفاع جزایر در یک رودخانه شاخه همسان و برابر دشت سیلابی مجاور بوده که برای چندین دهه تا قرن‌ها باقی می‌ماند؛ دارای کرانه‌های نسبتاً پایدار و مقاوم بوده که با پوشش گیاهی بالغ و ریشه‌دار تحکیم می‌یابد.
بستر سنگی در رودخانه‌های انشعابی در جاهایی می‌توانند ایجاد شوند که مسیر کانال‌ها از شبکه درزه و شکاف پیروی کند. به‌هر حال، سرریزی جریان، تعریف نه چندان روشنی از این چنین رودخانه‌ها ساخته که مقایسه آنها را با رودخانه‌های متناظر آنها در بستر آبرفتی را دشوار می سازد. کانال‌ها در نوع اخیر اغلب بدون رسوب، حوضچه‌ها، آبشارهای بزرگ و کوچک هستند. Van Niekerk et al. (1999) دریافتند که بستر سنگی کانال‌های منشعب در رودخانه سابی در آفریقای جنوبی دارای قابلیت انتقال رسوب به مراتب بیشتری نسبت به دیگر انواع کانال‌ها در طول آن رودخانه هستند. در حال حاضر، دانسته‌های نسبتاً جزیی درباره بستر سنگی سیستم‌های رودخانه منشعب وجود دارد.
شاخه شاخه شدن رودخانه یک مقوله منحصر بفرد است که توسعه آن لزوماً همراه با دیگر طرح‌های اختصاصی بریده بریده، پیچانرود یا مستقیم نبوده و محیط‌های تشکیل آن از نظر انرژی از کم تا پر انرژی، و در اقالیم قطبی، آلپی، معتدل، مرطوب استوایی و گرم و خشک را دربرمی‌گیرد. رودخانه‌های شاخه شاخه از آنچه قبلاً شناسایی شده بودند رایج‌ترند؛ بیش از 90 درصد وسعت آبرفت از پنج طولانی‌ترین رودخانه جهان شاخه شاخه بوده و این موفولوژی گسترده‌ترین طرح آبراهه درون مرزی استرالیا برای هردو رودخانه‌های کوتاه و طویل است. در اروپا رودخانه‌ها قبلاً از زمره رودخانه‌های شاخه شاخه شمار می‌رفته‌اند لیکن هم اکنون بیشتر آنها برای فراهم شدن سیستم‌های تک رشته واقع در دره‌های پر جمعیت و با کاربری متراکم پیرامون آن دگرگون شده‌اند.
تعیین کردن علت اساسی شاخه شاخه شدن مغفول باقی‌مانده لیکن این مفهوم حاصل شده که در برخی موارد، مزیت شاخه‌شاخه شدن رودخانه بر یک تک کانال پهن آن است که در آن جزایر جریان آبراهه را متمرکز کرده و بیشینه انتقال رسوب بستر به ازاء واحد توان آبراهه برقرار است که به‌موجب آن شرایط تعادل حفظ می‌شود. این شرایط به‌ویژه در جاهایی که امکان افزایش شیب کانال ناچیز است و یا نیست (Nanson and Huang 1999) یا جاهایی که پوشش گیاهی زبری بستر کانال را افزایش داده‌اند، بوجود می‌آید (Tooth and Nanson 2000). به بیان دیگر، گاهی شاخه‌شاخه شدن رودخانه‌ها برای نشان دادن بیشینه ظرفیت جریان و کمینه کنش اصلی (Huang and Nanson 2000) تظاهر می‌کند. به‌هرحال، برخی موارد نیز وجود دارد که شاخه‌شاخه شدن با عدم تعادل در انتقال رسوب و جریان ناکافی همراه شده، سیلاب گسترده، پخش شدن وسیع رسوبات بر روی دشت‌های سیلابی (عکس 2)، و رشد سریع عمودی تراس رودخانه را به نمایش می‌گذارد ( (Makaske 2001; Abbado et al 2003. پرواضح است که سازوکارهای شاخه‌شاخه شدن نیز همچون پیچ‌آنرودی و بریده بریده شدن می‌تواند رفتار تعادلی یا عدم تعادلی را از خود نشان دهد.
 
طبقه‌بندی (Classification)
شش نوع از شاخه شاخه شدن رودخانه بر اساس انرژی جریان، اندازه رسوب و خصوصیات ژئومورفولوژیکی توسطNanson and Knighton (1996) شناخته شده است؛ سیستم‌های نوع 1 تا 3، کم انرژی و انواع 4 تا 6 سیستم‌های پر انرژی هستند. شکل 5 نشاندهنده اصطلاحاتی برای انواع سیستم‌های شاخه‌شاخه شدن رودخانه است. نوع 1 شامل رودخانه با رسوبات چسبنده (واژه متداول رودخانه‌های گیسویی) با مقادیر کم نسبت عرض/ عمق و بدون یا با مهاجرت جانبی جزئی کانال است. نوع 2 شامل رودخانه‌هایی با جزایر ماسه غالب و نوع 3 دربردارنده رودخانه‌های پیچ‌آنرودی با بار رسوب مخلوط است که در جابجایی جانبی فعال هستند. نوع 4 مرکب از رودخانه‌هایی با برجستگی ماسه غالب بوده که در آن کانال‌ها توسط برجستگی‌های موازی و طویل تقسیم شده‌اند، شناخته می‌شوند. نوع 5 شامل رودخانه‌های گراول غالب است که در جابجایی جانبی فعال هستند که این مشخصه در مناطق کوهستانی، وجه اشتراک بین بریده بریده شدن و پیچ آنرودی رودخانه است (Church 1983). اینگونه رودخانه‌ها تحت عنوان رودخانه‌های با بستر گراولی سرگردان توصیف شده‌اند. نوع 6 شامل رودخانه‌های گراول غالب پایدار بوده که به عنوان کانال‌های غیر متحرک در حوضه‌های کوچک و نسبتاً پرشیب تشکیل می‌شوند.

شکل 5: رده‌بندی از طرح‌های کانال رودخانه که اشکال تک کانال و شاخه‌شاخه شدن کانال را شامل می‌شود. کانال‌هایی که جابجایی جانبی در آن غیر فعال است شامل اشکال مستقیم و موجی شکل بوده در حالیکه کانال‌های که جابجایی جانبی در آنها فعال است شامل اشکال پیچ‌آنرودی و بریده بریده هستند (after Nanson and Knighton 1996).
 
رودخانههای گیسویی (بهم پیوسته) (Anastomosing rivers)
رودخانه‌های گیسویی زیرگروهی از رودخانه‌های شاخه‌شاخه بوده که از نظر اقتصادی حائز اهمیت هستند، از اینرو به دلیل ماهیت ریزدانه و تمایل آنها به چینه نگاری انباشت مواد آلی (زغال سنگ) به دقت توسط رسوب‌شناسان مطالعه شده‌اند. بهم پیوستن متراکم کانال‌ها عموماً در گستره‌ای از رودخانه که بافت رسوبات ریزدانه است و یا در محیط‌های رسوبی که انباشت رسوب سریع بوده و قابلیت حفظ رسوبات بالاست، رخ می‌دهد. به علاوه پخش رسوب از شکاف کانال و خاکریزهای طبیعی نیز در این رودخانه‌ها رایج است. Makaske (2001) این رودخانهها را حاصل تغییر مسیر کانال و جزایری که دارای دشت‌های سیلابی هستند، توصیف کرده است. این مشخصه‌ها در برخی از محیط‌های گرم و خشک تظاهر زیادی ندارند (Knighton and Nanson 1993). انواع جدید آن برای اولین بار به دقت در محیط آلپی و مرطوب کوهستان‌های سنگی غرب کانادا تشریح شدند (e.g. Smith 1973; Smith and Smith 1980) اما بدنبال آن در انواع جایگاههای زمین شناسی شامل محیط‌‌های گرم و خشک تشریح شده‌اند
(e.g. Knighton and Nanson 1993; Gibling et al. 1998; Makaske 2001)
 
چینه‌نگاری رودخانه گیسویی (Anastomosing river Stratigraphy)
در اقالیم گرم و مرطوبی که انباشت رسوب به سرعت صورت می‌گیرد، رسوبات سرشار از مواد آلی قادرند در دریاچه‌های دشت سیلابی و مرداب‌ها زغال‌سنگ را شکل داده و کانال‌های ماسه‌ای دیرینه می‌توانند به عنوان مخازن مواد هیدروکربن عمل کنند. با این حال، در تمام رودخانه‌های شاخه‌شاخه، انباشت عمودی سریع رسوبات روی نداده و در محیط‌های گرم و خشک مواد آلی را انباشت نمی‌‌گردد. Makaske (2001) دریافت که توالی رسوبی الگویی برای رودخانه‌های گیسویی وجود ندارد؛ اگرچه وی این رودخانه‌ها را در 3 اقلیم مختلف تشریح کرده و مشخصه‌های متداول آنها را نشان داده است. رودخانه کلمبیا نمونه‌ای از سبک چینه نگاری افزایش سریع عمودی گرم و مرطوب در اقلیم کوهستانی است با انباشت مواد آلی-آواری است (عکس 6). رودخانه‌های گیسویی (دلتا و کانال‌های رودشاخه) تمایل به داشتن کانال‌های ثابت با حداقل جابحایی جانبی داشته و ازاینرو در توالی رسوبی، نوارها و صفحات باریکی ایجاد می‌شود. غالب این نهشته‌ها در جایگاه‌هایی زمین‌شناسی با فرونشست سریع، به‌ویژه در بخش قدامی دلتاها گسترش یافته ‌که مشخصه آنها ریزش وسیع رسوبات و شیب کم می باشد. تغییر مسیر کانال اصلی به‌درون تالاب‌ها می‌تواند مجموعه‌ای از رسوبات پخش شده با دنباله‌هایی از کانال‌های گیسویی کوچک و زودگذر را ایجاد کرده که همراه با استقرار احتمالی مسیر یک تک کانال پایدار است. در محیط‌های گرم و خشک، نهشته‌های آبرفتی و بادرفتی قادرند در کنار هم ‌تجمیع یابند در حالی‌که درمحیط‌های گرم و مرطوب با هم افزایی عمودی، کانال بوسیله نهشته‌های سیلتی خاکریز، رس دریاچه‌ای و زغال‌سنگ پر می‌شود. به‌هرحال، از آنجایی‌که نشان دادن کانالهای دیرینه شکل گرفته در یک شبکه کانال گیسویی همزمان در یک تک نقطه در واحد زمان دشوار است(Makaske 2001 دستیابی به منشأ واقعی شاخه شاخه شدن چنین توالی‌های چینه نگاری می‌تواند یک حدس کارشناسانه باشد.

شکل 6: مدل رخساره‌های بافتی بخش فوقانی رودخانه کلمبیا (بریتیش کلمبیا، کانادا)، سیستمی از رودخانه گیسویی با هم افزایی سریع در یک اقلیم کوهستانی معتدل مرطوب، مقیاس شکل تقریباً 2 کیلومتر عرض و ضخامت آبرفتی حدود 10 متر (after Makaske 2001)    
 
پوشش گیاهی ( Vegetation)
پوشش گیاهی نقش تعیین کننده‌ای در توسعه و حفظ رودخانه‌های شاخه‌شاخه بازی می‌کند. در واقع، پر محتمل است که رودخانه‌های واقعی شاخه‌شاخه قبل از دوره دونین یا دوره‌ای که تکامل گیاهان خشکی و نقش آنها در وقوع یا عدم وقوع فرسایش رس‌ها و پایداری سطح زمین مهم بوده، وجود نداشته است. استقرار و حفظ کانال‌ها و جزایر با کرانه‌های نزدیک به عمودی و پایدار به این معنی است که کانال‌ها، در عوض پهن‌شدگی که بازخورد ساده تنش برشی است، باریک و عمیق و کارآمد برای گذرجریان حفظ می‌شوند. Smith (1976b) ثابت کرد که ریشه‌های گیاهان افزایش چشمگیر مقاومت فرسایشی را برای کرانه‌های رودخانه فراهم می‌کنند. در برخی مناطق خشک، افزایش شدت جریان در محل اتصال رودشاخه‌ها ناشی از آبگیری کف خشک کانال، جریان بزرگتر و مقاومت انتقال رسوب ناشی از رشد درختان در بستر کانال در فرایند شاخه‌شاخه شدن رودخانه‌ها است (Tooth and Nanson 1999). این فرایند، نتیجه تکامل روبه جلو و پیشرونده سدها و تبدیا آنها به برجستگی‌های میان کانالی است که در طی آن جریان آب به چندین کانال کم عرض‌تر از تک کانال مجاور است (Wande and Nanson 1999; Tooth and Nanson 2000). در برخی محیط‌های خشک که تراکم پوشش گیاهی کرانه‌های رودخانه کم است، نقش مصالح گلی چسبنده در پایداری سیستم‌های چندکانالی پر اهمیت است (Gibling et al. 1998).
 
نتیجه‌گیری (Conclusion)
انشعاب و شاخه‌شاخه شدن مشخصه گروه نامتجانسی از سیستم‌های آبرفتی است که از رودخانه‌های کم شیب با بافت رسوبی ریز دانه یا سرشار از مواد آلی تا رودخانه‌های پر انرژی و درشت دانه گراولی و حتی در کانالهای با بستر سنگی، رخ می‌دهد. این فرایند به‌طور گسترده حتی در طول وسیع‌ترین رودخانه‌های آبرفتی روی داده است. شاخه شاخه شدن رودخانه‌های آبرفتی می‌تواند معرف سیستم‌های متعادلی باشد که انتقال رسوب آنها توسط جریان‌های محدود کننده به تراز بالایی کرانه رودخانه‌ها حفظ شده است یا معرف سیستم‌های نامتعادلی باشد که به طور موثری فرایندهای توزیع و نهشته شدن، رسوبات را بر روی سطوح رسوبگذاری وسیعی سرریز می‌کند. انشعاب کانالی عموماً در رودخانه‌هایی با رژیم‌ جریانی سیلاب- غالب و رودخانه‌هایی که کرانه‌های آنها به فرسایش مقاوم است و با پوشش گیاهی تثبیت شده، همراه است. به این ترتیب این رودخانه‌ها گاهی اوقات سازوکارهایی از انسداد و تغییر مسیر کانال را به نمایش می‌گذارند. برخی از این رودخانه‌ها سیستم‌های فرسایشی را توسعه می‌دهند که کانال‌ها را درون دشت‌های سیلابی حفر کرده یا به سنگ بستر می‌رسند، درحالیکه برخی از آنها جزایر پایدار یا برجستگی‌های میان کانالی پرعمری را ایجاد می‌کنند. بر روی دلتاها، رودخانه های منشعب قادرند دشت‌های سیلابی را به طور عمودی در پیرامون کانال‌های مغروق اولیه بسازند. رودخانه‌های شاخه‌شاخه عموماً از نظر جابه‌جایی جانبی پایدار هستند، لیکن کانال‌های منفرد می‌توانند پیچ آنرود، بریده بریده یا مستقیم بوده و براین اساس یک سبک رودخانه متمایزی را به نمایش بگذارند.  
 
References
Abbado, D., Slingerland, R. and Smith, N.D. (2003) The origin of anastomosis on the Columbia River, British Columbia, Canada, in M.D. Blum, S.B. Marriott and S.M. Leclair (eds) Fluvial Sedimentology VII, Proceedings of the 7th International Conference on Fluvial Sedimentology, Special Publication of the International Association of Sedimentologists, 35.
Church, M. (1983) Anastomosed fluvial deposits: modern examples from Western Canada, in J. Collinson and J. Lewin (eds) Modern and Ancient Fluvial Systems, 155–168, Special Publication of the International Association of Sedimentologists, 6,
Oxford: Blackwell.
Gibling, M.R., Nanson, G.C. and Maroulis, J.C. (1998) Anastomosing river sedimentation in the Channel Country of central Australia, Sedimentology 45, 595–619.
Huang, H.Q. and Nanson G.C. (2000) Hydraulic geometry and maximum flow efficiency as products of the principle of least action, Earth Surface Processes and Landforms 25, 1–16.
Knighton, A.D. and Nanson, G.C. (1993) Anastomosis and the continuum of channel pattern, Earth Surface Processes and Landforms 18, 613–625.
Makaske, B. (2001) Anastomosing rivers: a review of their classification, origin and sedimentary products, Earth-Science Reviews 53, 149–196.
Nanson, G.C. and Huang, H.Q. (1999) Anabranching rivers: divided efficiency leading to fluvial diversity, in A.J. Miller and A. Gupta (eds) Varieties of Fluvial Form, 219–248, Chichester: Wiley.
Nanson, G.C. and Knighton, A.D. (1996) Anabranching rivers: their cause, character and classification, Earth Surface Processes and Landforms 21, 217–239.
Smith, D.G. (1973) Aggradation of the Alexandria–North Saskatchewan River, Banff Park, Alberta, in M. Morisawa (ed.) Fluvial Geomorphology, 201–219, Binghamton, NY: Publications in Geomorphology, New York State University.
——(1976) Effect of vegetation on lateral migration of anastomosed channels of a glacial meltwater river, Geological Society of America Bulletin 86, 857–860. Smith, D.G. and Smith, N.D. (1980) Sedimentation in anastomosed river systems: examples from alluvial valleys near Banff, Alberta, Journal of Sedimentary Petrology 50, 157–164.
Tooth, S.J. and Nanson, G.C. (1999) Anabranching rivers on the Northern Plains of arid central Australia, Geomorphology 29, 211–233.
——(2000) The role of vegetation in the formation of anabranching channels in an ephemeral river, Northern plain, arid central Australia, Hydrological Processes 14, 3,099–3,117.
Van Niekerk, A.W., Heritage, G.L., Broadhurst, L.J. and Moon, B.P. (1999) Bedrock anastomosing channel systems: morphology and dynamics in the Sabie River, Mpumalanga Province, South Africa, in A.J. Miller and A. Gupta (eds) Varieties of Fluvial Form, 33–51, Chichester: Wiley.
Wende, R. and Nanson, G.C. (1999) Anabranching rivers: ridge-form alluvial channels in tropical northern Australia, Geomorphology 22, 205–224.
SEE ALSO: avulsion; bedrock channel; braided river; floodplain; meandering
 
GERALD C. NANSON AND MARTIN GIBLING    (مترجم: محمدرضا غریب رضا)  
 
 
ANTHROPOGEOMORPHOLOGY ژئومورفولوژی انسان ساخت
ژئومورفولوزی انسان ساخت به مطالعه نقش انسان در ایجاد اشکال زمین و تغییر و تعدیل عملکرد فرایندهای ژئومورفولوژی نظیر هوازدگی، فرسایش، انتقال و رسوب‌گذاری اطلاق می‌شود (See, for example, Brown 1970; Nir 1983; Goudie 1993) . برخی اشکال زمین مستقیماً توسط فرایندهای انسانزاد و به طور آگاهانه و تعمداً ایجاد شده‌اند. اینگونه اشکال سطحی در طی ساخت و ساز (به عنوان مثال تخریب، خاکریزی و سیل بندها)، حفاری (به عنوان مثال ترانشه جاده و معادن روباز)، تداخل هیدرولوژیکی (مثل مخازن آب، خندق‌ها، هدایت مسیرهای رودخانه و آبراهه‌ها) و کشاورزی و زراعت (مثل پادگانه‌ها،عکس  3 ملاحظه شود) ایجاد می‌شوند.

عکس 3: پلکانی شدن در منطقه دورست جنوب انگلیس، تظاهر سطحی اثرات فعالیت‌های کشاورزی بر روی ژئومورفولوژی شیب‌ها نشان داده شده است. بیشتر پلکان‌ها در نتیجه شغم خوردگی در قرون وسطی بوجود آمده‌اند
 
اغلب شناسایی اشکال سطحی که به طور غیر مستقیم از دخالت انسان ایجاد شده‌اند، آسان نبوده و نه تنها مشمول عملکرد فرایندهای جدید نیستند، بلکه تسریعی در فرایندهای طبیعی به شمار می‌روند. این اشکال ناشی از تغییرات محیطی به شمار رفته که سهواً توسط فعالیت‌های انسانی حاصل شده‌اند. عملیات زدودن و تغییر شکل پوشش زمین از طریق حفر ترانشه‌ها، تخریب، آتش‌سوزی و چرای دام‌ها، میزان و نرخ فرسایش و رسوب‌گذاری را شتاب بخشیده‌اند. به طور مثال، برخی اوقات نتیجه این عملکرد در مواقعی که سیستم‌های فرسایش خندقی بزرگ به سرعت رشد می‌کند، چشمگیر خواهد بود (آریو و دونگا ملاحظه شود). انسانها با رفتار غیر مستقیم می‌توانند از طریق ایجاد فرونشست (Johnson 1991)، خشک کردن دریاچه‌ها (Gill 1996)، تسهیل در حرکات توده‌ای نظیر زمین لغزش و در عمق بخشیدن پدیده‌هایی همچون زمین‌لرزه‌ها به‌دلیل آبگیری مخازن سدهای بزرگ، تأثیرگذار باشند (Meade 1991). روند هوازدگی می‌تواند به علت اسیدی شدن بارش ناشی از تصاعد سولفات‌ها و یا به دلیل تسریع در شورشدن مناطق تحت آبیاری تغییر کند (Goudie and Viles 1998).
در شرایطی که اطلاع و آگاهی کافی از عملکرد سیستم‌های ژئومورفولوژی وجود ندارد، انسانها می‌توانند تعمداً و مستقیماً اشکال زمین و فرایندها را تغییر داده و به‌موجب آن مجموعه رویدادهایی را رقم بزنند که نه به آن تمایل داشته و نه انتظار آنها را داشتند. به طور مثال، تلاشهای بسیاری برای کاهش فرسایش ساحل با به‌کارگیری راه‌حل‌های پرهزینه و سخت مهندسی به ثبت رسیده که نه تنها مشکلات فرسایش ساحلی را حل نکرده بلکه تنها وضعیت آنها را وخیم‌تر کرده است (Bird 1979). لذا اغلب با تغییرات محیطی، به ندرت میسر خواهد بود تا این دسته از تغییرات انسانزاد را از تغییرات طبیعی تمایز داد(Brookfield 1999). به طور مثال، در مورد منشأ خندق‌های پرعمق حفر شده به نام آرویز، در جنوب غربی ایالات متحده امریکا که در دوره‌ای کوتاه در اواخر قرن نوزدهم توسعه یافتند، بحث‌های طولانی وجود داشته است. بعضی از کارگرها از ایده عملکرد انسانی (مثلاً چرای بیش از حد دامها) به عنوان دلیل این فرسایش عمیق دفاع کرده‌اند، حال آنکه برخی که بر اهمیت تغییرات طبیعی اعتقاد دارند؛ عنوان کرده‌اند که برش آرویز به کرات پیش از ورود اروپائیان به منطقه رخ داده است. در بین تغییرات طبیعی که این پدیده را تسریع می‌بخشند، می‌توان به روند فزاینده خشک شدن اقلیمی (که پوشش گیاهی محافظ را کاهش می دهد) یا افزایش فراوانی طوفان‌های پر شدت (که تولید رواناب‌های فرساینده می‌کنند) اشاره کرد.
نمونه دیگری از پیچیدگی در عامل موثر بوسیله قابلیت دلائل کاهش سرزمین در منطقه ساحلی لویزیانا مطرح شده است (Walker et al. 1987)، که گاهاً در عهد حاضر با روند سریعی فرایند آن پدیدار می‌شود. از جمله عوامل قابل تأمل، انواع عوامل طبیعی شامل تغییر تراز آب دریا، فرونشست، تراکم فزاینده رسوبات، تغییرات در موقعیت کانون‌های رسوب‌گذاری دلتایی، تهاجم طوفانها و تخریب بوسیله گونه‌های گیاهی ماندابی می‌باشند. به همین ترتیب از جمله عوامل انسانزاد، می توان به نقشی که سدها و خاکریزها در کاهش مقدار و تغییر بافت رسوبات زهکش شده به سواحل داشته‌اند و نقش احداث کانال و بزرگ راه‌ها و فرونشست خاک ناشی از تخلیه سیالات را شامل می‌شوند. به هرحال در برخی موارد، همانند گردو غبار امریکا در دهه 1930، مصادف بودن زمانی فعالیت‌های انسانی با آشفتگی اقلیمی که ایجاد تغییرات کرد.
بالارفتن گازهای گلخانه‌ای در اتمسفر که موجب افزایش گرم شدن جهانی اقلیم در دهه‌های آینده خواهد شد، دلالت بر به ژئومورفولوژی انسانزاد دارد (ژئومورفولوژی جهان‌شمول ملاحظه شود). افزایش دما در سطح دریا می‌تواند در گستره وسیع جغرافیایی، در فراوانی و میزان سرعت‌های باد طوفان‌ها تغییر ایجاد کند. دماهای بالاتر موجب ذوب یخ‌های دریایی، عقب‌نشینی یخچال‌های آلپی و ذوب یخچال‌های دائمی زمین می‌شوند. همچنین کمربندهای پوشش گیاهی در عرض و طول جغرافیایی تغییر خواهند کرد که به نوبه خود در فرایندهای ژئومورفولوژی اثر خواهند گذاشت. تغییرات در دما، مقدار و زمان بارش (باران یا برف باشد) پیامدهای هیدرولوژیکی مهمی خواهد داشت. برخی نقاط کره زمین مرطوب‌تر شده (به طور مثال عرض‌های بالاتر و برخی مناطق استوایی) حال آنکه دیگر مناطق خشک تر خواهند شد. متعاقب آن، از کاهش در جریان رودخانه، خشکی دریاچه‌ها، فعال شدن مجدد تپه‌های ماسه‌ای و افزایش فراوانی گردوغبار طوفانی رنج خواهند برد.
به هرحال، در میان محتمل‌ترین تغییرات آتی ژئومورفولوژی انسانزاد می‌توان به آندسته تغییراتی که با نوسانات تراز دریا ناشی از اثرات شیمیایی و به دلیل ذوب یخ‌های خشکی حاصل می‌شوند، اشاره کرد. به‌ویژه مناطق ساحلی پست (مثل مردابهای شور ساحلی، باتلاقهای پوشیده از جنگل حرا، سابخاها، دلتاها و صخره‌های مدور مرجانی) مستعد این تغییرات هستند. به علاوه، بالا آمدن تراز آب دریا می‌تواند فرسایش ساحلی را افزایش داده که توسط بران روول اظهار شده است. برخی زاویه تابشها- نقاط داغ ژئومورفولوژی (Goudie 1996)- به دلیل اینکه آنها در مناطقی قرار دارند که پیش بینی می‌شود دما بالاتر از دمای میانگین تغییر کند، بسیار حساس خواهند بود. نمونه این موارد، می تواند در مناطق هم عرض‌ جغرافیایی کشور کانادا یا روسیه روی دهد که در آنجا گرم شدن اقلیم می‌تواند 3 تا 4 برابر میانگین گرم شدن جهانی است. این فرایند همچنین می‌تواند متوجه برخی مناطقی باشد که در آنجا تغییرات قابل توجهی در بارش رخ می‌دهد. به طور مثال، سناریوهای مختلف دشت‌های مرتفعی از امریکا را به تصویر کشیده که به‌طورچشمگیری به‌مراتب خشک می‌شوند. زاویه تابشه‌های دیگر مشخصاً به دلیل اینکه فرایندهای شکل دهنده آنها به دقت توسط شرایط اقلیمی کنترل می‌شوند، حساس خواهند بود. اگر چنین زاویه تابشهایی نزدیک به آستانه‌های اقلیمی باشند با تغییر ناچیز در شرایط اقلیمی از یک حالت اقلیمی به حالت دیگر جایگزین می‌شوند.
References
Bird, E.C.F. (1979) Coastal processes, in K.J. Gregory and D.G. Walling (eds) Man and Environmental Processes, 82–101, Folkestone: Dawson.
Brookfield, H. (1999) Environmental damage: distinguishing human from geophysical causes, Environmental Hazards 1, 3–11.
Brown, E.H. (1970) Man shapes the Earth, Geographical Journal 136, 74–85.
Gill, T.E. (1996) Eolian sediments generated by anthropogenic disturbance of playas: human impacts on the geomorphic system and geomorphic impacts on the human system, Geomorphology 17, 207–228.
Goudie, A.S. (1993) Human influence in geomorphology, Geomorphology 7, 37–59.
——(1996) Geomorphological ‘hotspots’ and global warming, Interdisciplinary Science Reviews 21, 253–259.
Goudie, A.S. and Viles, H.A. (1998) Salt Weathering Hazards, Chichester: Wiley.
Johnson, A.I. (ed.) (1991) Land subsidence, Publication, International Association of Hydrological Sciences, No. 200.
Meade, R.B. (1991) Reservoirs and earthquakes, Engineering Geology 30, 245–262.
Nir, D. (1983) Man, A Geomorphological Agent, An Introduction to Anthropic Geomorphology, Jerusalem: Keter.
Walker, H.J., Coleman, J.M., Roberts, H.H. and Tye, R.S. (1987) Wetland loss in Louisiana, Geografiska Annaler 69A, 189–200.
 
A.S. GOUDIE                     (مترجم: محمدرضا غریب رضا)  
 
 
ANTIDUNE - پادتلماسه
یک شکل بستر رودخانه‌ای است که به وسیله جریان‌های پرشدت در تماس کف و در کانال‌های کم عمق و پهن شکل گرفته و با یک تلماسه ماسه‌ای قابل قیاس است. گرچه، پادتلماسه غالباً موقت بوده و کمتر از تلماسه‌ها به چشم می‌خورند. تشکیل پادتلماسه مستلزم یک عدد فرود بزرگتر از 8/0 است که توسعه‌ آن اغلب به عمق کانال و مصالح بستر بستگی دارد. تلماسه‌ها با از دست دادن رسوب از دنباله فرودست سریع‌تر از آنچه نهشته شده‌اند به سمت بالادست مهاجرت می‌کنند، اگرچه به سمت فرودست نیز می‌توانند جابجا شده یا بدون حرکت باقی بمانند. پادتلماسه‌ها مستقیماً در فاز امواج ایستا بر روی سطح آب شکل گرفته و به وسیله سری تلماسه قدامی کم عمق که شیب روبه بالارود با زاویه حدود 10 درجه،شناخته می‌شود. این اشکال بستر نشان داده‌اند که در برابر جریان مقاوم نبوده و احتمالاً در سنگ نگاشت به دلیل حمل مجدد کمیاب هستند. جاهایی که پادتلماسه‌ها در رسوبات دیرینه مشاهده شده‌اند، با لایه‌های نازک و ظریف کم توسعه یافته، شناخته می‌شوند.
Further reading
Barwis, J.H. and Hayes, M.O. (1983) Genesis and preservation of antidune stratification in modern and ancient washover deposits, Association of American Petroleum Geologists’ Bulletin 7(3), 419–420.
Mehrotra, S.C. (1983) Antidune movement, Journal of Hydraulic Engineering – ASCE 109, 302–304.
 
STEVE WARD                  (مترجم: محمدرضا غریب رضا)  
 
APPLIED GEOMORPHOLOGY- ژئومورفولوژی کاربردی
ژئومورفولوژی کاربردی برای حل مشکلات گوناگون به‌ویژه به منظور توسعه منابع و تقلیل مخاطرات (Goudie 2001)، برنامه‌ریزی و حفظ مناطع طبیعی و مهندسی خاص یا مسائل محیطی (Brunsden 2002) محسوب می‌شود. این مقوله هم ارز آنچه گاهی اوقات " ژئومورفولوژی مهندسی" خوانده شده (Coates 1971) می‌باشد. در سه دهه گذشته ژئومورفولوژی کاربردی بیشتر به کانون یا قسمت پذیرفته شده علم ژئومورفولوژی بدل شده و در حال حاضر تنوعی نیز در موضوعات پدید آمده که ماهیت آن را بیان می‌کنند (e.g. Hails 1977; Cooke and Doornkamp 1974;Thorne et al. 1997). دلائلی برای آنچه Jones (1980:49) این روند را "تبدیل مهم" نامید، از تنوع زیادی برخوردارست. وی به سه دلیل اصلی استناد می‌کند:
افزایش آگاهی‌ها بر بخش تصمیم‌گیرهای زیست‌محیطی به عنوان بخش پیچیده شرایط زیست‌محیطی و اهمیت مخاطرات ژئومورفولوژی (مثل زمین لغزش‌ها و سیلاب‌ها).
تقاضای مهندسان برای اطلاعات بیشتر از شرایط زمینی به منظور ساخت و ساز و تقاضا برای نقشه‌های ژئومورفولوژی مهندسی.
کاهش سطح انزوا در میان ژئومورفولوژیست ها حساس آنها به توجیه حضورشان در جامعه‌ای که به‌طور فزاینده دستاوردهای عملی را ارج می‌نهاد.
از دیگر دلائل تغییر دیدگاهها بر تأکید به ژئومورفولوژی کاربردی، می‌توان به مطالعه فرایندهای هم زمان، توسعه روش‌های دقیق نقشه‌برداری، پایش و تجزیه و تحلیل، رشد آگاهی‌ها از مرزهای متناهی برخی منابع و اهمیت رشد ظاهری تعداد بحران‌های زیست محیطی اشاره کرد. رشد مراکز شهری با مخاطرات بسیار و جدی ژئومورفولوژی مواجه می‌شود. همچنین احتیاج به ارزیابی‌های اثرات زیست محیطی در پی توسعه در کشورهای پیشرفته از دیگر دلائل توجه به ژئومورفولوژی کاربردی بوده است.
انگیزه اصلی و جدید برای به‌کارگیری تحقیقات ژئومورفولوژی ، نگرانی‌ها از تغییرات جهانی زیست محیطی و پیامدهای بالقوه گرم شدن جهانی بوده است. موضوعاتی همچون پایداری صفحات یخی قطب جنوب، استعداد لایه همیشه منجمد زمین برای توسعه کارست گرما، حساسیت مانداب‌های ساحلی به بالاآمدگی تراز دریا و امکان فعال شدن مجدد ماسه‌های دریایی برخی مشکلات اصلی به شمار رفته که بررسی شده و برای آن راه‌حلهای مدیریت زمین مورد نیاز است. در یک مقیاس عمدتاً محلی، فعالیت‌های انسانی میزان و عمق اثر فرایندهای خاص ژئومورفولوژی از جمله فرسایش خاک، سایش نمک و شکل کانال رودخانه را تغییر و تعدیل می‌کنند. ژئومورفولوژیست ها دارای مهارت‌های کاربردی گوناگونی هستند؛ اگرچه آنها به تنهایی نمی توانند منحصربفرد باشند، لیکن مجموعه آنها مشخص و ممتاز هستند.
"چشم بینای کشور" و توان تفسیر مناظر طبیعی و تشخیص اشکال زمین.
توان و قابلیت تفسیر و تولید نقشه‌ها، برای این وسیله موثر و منحصربفرد، بهره‌گیری از اطلاعات مکانی ژئومورفولوژی کاربردی را در کانون توجهات قرار داده است. تهیه نقشه لندفرمها، بر اساس مساحی میدانی و استفاده از نقشه‌های پایه توپوگرافیکی، برای مدت مدیدی به‌وسیله ژئومورفولوژیست های کاربردی انجام شده است. مهارت‌های نقشه‌نگاری در سال‌های اخیر از طریق استفاده از روش‌های جدید از جمله سامانه موقعیت‌یاب تفکیکی، سامانه اطلاعات جغرافیایی، مدل‌های ارتفاعی رقومی و سنجش از دور لیزری، رشد چشمگیری داشته است. نقشه‌ها خصوصاً برای برنامه‌ریزی کاربری اراضی و منطقه‌بندی از اهمیت خاصی برخوردار هستند.
صلاحیت در استقاده روش‌ها به منظور اندازهگیری عملکرد فرایندهای ژئومورفولوژی.
ارزیابی ارتباط بین پدیده‌های زیست محیطی؛ ژئومورفولوژیست های کاربردی را به منظور مشاهده یک مکان در وسعت مفهومی آن و برای ارزیابی از اینکه تغییر در یک محل پیامدهای برای دیگر جاها خواهد داشت یا خیر، توانا می‌سازد. بنابراین، یک طرح مهندسی (مثلاً احداث یک سازه کنترل فرسایش بر روی یک خط ساحلی) می‌تواند دامنه وسیعی از اثرات ناخواسته را بر روی پایداری شیب یا بر روی تغذیه پایین دست ساحل داشته باشد.
شناسایی اهمیت مقیاس مکانی موضوعی است که ژئومورفولوژیستهای کاربردی را قادر به ارزیابی از اینکه میزان آورد رسوب بر اساس مقیاس منطقه مطالعه شده متفاوت است می سازد. به طور مثال پلات‌های آزمایشی کوچک برآورد فرسایش می‌تواند مراتب مختلفی از مقادیر نرخ فرسایش در مقایسه با مطالعات سطح کل حوضه در یک حوضه بزرگ ارائه دهد. شناخت اینکه کلیه مناطق از دیدگاه ژئومورفولوژی متفاوت هستند، این دیدگاه را پدید می‌آورد که اقدامات مقتضی برای یک محل نمی‌تواند درخور و مناسب دیگر مناطق باشد. از اینرو برخی مناطق می‌توانند مشخصاً فرسایش یافته باشند حال آنکه نقاط دیگر برای تغییرات حساسیت ویژه‌ای داشته باشند. به‌طور مثال، در یک منطقه همیشه پوشیده از یخ تفاوتهای ژرف محلی در پایداری این مناطق به دلیل خصوصیات موضعی خاک و برقراری خرده اقالیم وجود داشته باشد. توجه به اینکه یک لندفرم در مقیاس‌های زمانی مختلف در معرض تغییر است به این نکته رهنمون می‌سازد که شرایط کنونی نیز دچار تغییر بوده از اینرو زمان حال راهنمای ضعیفی برای شرایط گذشته یا آینده به‌شمار می‌رود. لذا از این مهارت به طور مثال در بازسازی روند درازمدت دبی رودخانه‌ها با استفاده از روش‌های زمان سنجی و رسوب‌شناسی استفاده می شود. شناخت اهمیت فعالیت‌ها و گرایش‌های انسانی، آمیزه‌ای از دانش علم و اجتماع ویژگی بی‌نظیری است که می‌تواند در زمینه مدیریت محیط زیست اهمیت ویژه‌ای داشته باشد (Jones 1980: 70).
وظائف ژئومورفولوژیست های کاربردی (The roles of the applied geomorphologists)
در جدول 1 نقش آفرینی گوناگونی برای ژئومورفولوژیست ها کاربردی نشان داده شده است. وظیفه‌ای پایه‌ای و در عین حال بسیار مهم تهیه نقشه پدیده‌های ژئومورفولوژی است که به‌عنوان اساس ارزیابی عوارض زمین به شمار می‌رود. لندفرم‌ها به ویژه انواع حاصل از انباشت رسوب، می‌توانند منابع مواد سودمند برای ساخت و ساز به‌شمار روند حال آنکه نقشه‌های طبقه‌بندی شیب می‌توانند در برنامه ریزی کاربری اراضی و نقشه‌های مخاطرات زمین تسهیل کننده انتخاب محل‌های مطلوب برای سازه‌های مهندسی باشند. استفاده لندفرم‌ها می توانند به‌عنوان پایه نقشه‌برداری دیگر مناظر محیطی قرار گیرند که توزیع و پراکنش آنها خود تابعی از ارتباط موقعیت آنها نسبت به لندفرم‌های دیگر مربوط می‌شود. این مقوله از آنجا مهم است که لندفرمها بر روی عکس‌های هوایی و دیگر انواع تصاویر سنجش از دور به راحتی قابل شناسایی هستند. نمونه مهمی از استفاده از لندفرم‌ها به عنوان جانشینی برای دیگر پدیده‌ها، استفاده از نقشه‌برداری لندفرم به منظور تهیه نقشه پایه خاک از طریق کاربرد مفهوم CATENA و توالی ترازهای خاک است.

عکس 4: راه آهن اصلی Swakopmund به خلیج Walvis در نامبیا که در معرض خطر ناشی از جابجایی ماسه و تلماسه ها است. یکی از وظائف ژئومورفولوژی کاربردی تعیین بازه و حاشیه مسیر و توصیه آن به مدیران مربوطه است
 

عکس 5: ویرانی و تخریب راه آهن در Swaziland افریقای جنوبی، به دلیل سیلاب ناشی از وقوع طوفانهای گرمسیری. یکی از وظائف ژئومورفولوژیست های کاربردی برعهده گرفتن ارزیابی‌ها پس از رویداد طبیعی به‌منظور مشخص کردن مقادیر آبگذری است.
جدول 1 نقش ژئومورفولوژیست های کاربردی
تهیه نقشه اشکال سطحی، منابع و مخاطرات زمینی
استفاده از نقشه اشکال سطحی زمین به عنوان جایگزینی برای دیگر پدیده ها (مثل خاک‌ها)
ردیابی و احراز نرخ‌های تغییرات ژئومورفولوژی از طریق پایش مستقیم، به‌کارگیری سری زمانی نقشه‌ها، مرور اطلاعات قبلی و نظایر آن
ردیابی و احراز عوامل تغییرات
ارزیابی گزینه‌های مدیریتی
تشخیص پیامدهای اجرای طرح‌های مهندسی
ارزیابی‌های پس از رویدادی (مثل آب‌گذری‌های دیرینه)
پیش‌بینی رویدادهای آینده و تغییرات محیطی
شناخت و اندازه‌گیری سرعتی که تغییرات ژئومورفولوژی به‌وقوع می‌پیوندند. چنین تغییراتی (جدول 2) می‌توانند برای انسان مخاطره آمیز باشند (مثلاً فرسایش ساحلی، ریزش دیواره رودخانه‌ها و حرکت یخچال‌ها). با به‌کارگیری سری زمانی نقشه‌ها، روش سنجش از دور و اطلاعات و داده‌های دراز مدت و یا از طریق پایش ابزاری و مناسب فرایندها، مناطق در معرض خطر بالقوه را می‌توان شناسایی کرد و به دنبال آن میزان و جهت تغییرات، قابل پیش بینی خواهد شد.
ارزیابی عوامل مشاهده شده و اندازه‌گیری تغییرات و مخاطرات بدون علم کافی از علل آن، اقدامات بهبودسازی و مدیریتی را با موفقیت‌های محدودی روبرو خواهد ساخت. از اینرو، لزوم فزاینده ارزیابی نقش عملکردی انسان‌ها در میزان اثرات فرایندهای ژئومورفولوژی به‌ویژه ناشی از تغییرات پوشش سطحی زمین وجود دارد.
پس از تصمیم بر روی سرعت، موقعیت و علل تغییرات، بالطبع به اتخاذ راه‌حل‌های مدیریتی در خور و مناسب نیاز است. اگرچه راه‌حل مدیریتی برای مشکلات ژئومورفولوژی خاص می‌تواند منجر به احداث یک سازه مهندسی (از جمله حصار ماسه، دیوار دریایی، سد مهارکننده و کمربند محافظ) شود؛ احداث این سازه‌ها خود می‌تواند ایجاد مشکلاتی کرده و اثرات نسبی آنها نیز مستلزم ارزیابی است. ژئومورفولوژیست های کاربردی می‌توانند توصیه‌هایی را برای پیامدهای احتمالی سازه‌ها مشخص و تعیین کنند که از آن جمله دستک‌هایی است که برای کاهش فرسایش ساحلی ساخته می‌شوند. مصادیقی از راه‌حلهای مهندسی که دارای پیامدهای محیطی پیش بینی نشده هستند، گاهاً نه تنها باعث کاهش مشکل اولیه نشده بلکه آن را تشدید کرده و بارزتر می‌کنند که این دست مشخصاً در مورد سازه‌های ساحلی رایج‌تر است (Viles and Spencer 1995). مشکلات و مسائل مدیریتی شامل ملاحظات مسائل زیست بومی است نظیر آنچه از اتخاذ تصمیمات مقتضی برای طرح شاخه‌سازی یک رودخانه بروز می‌کند. مشکلات مدیریتی زمانی به اوج اهمیت می‌رسد که تصمیمات اخذ شده درباره چگونگی مدیریت مناظر طبیعی در مواجه با تغییرات جهانی اقلیمی باشند. گزینه‌های بیشتر و بیشتر به‌منظور جبران مضرات زیست بومی راه‌حل‌های سخت مهندسی در حال پی‌جویی است.
 جدول 2 مصادیقی از مخاطرات ژئومورفولوژی
مناطق ساحلی مناطق گرم و خشک
نوسانات تراز دریا
توسعه تلماسه‌های بادی
فرسایش دیواره پرتگاه‌های ساحلی
انباشت رسوب در مرداب‌های شور ساحلی
رشد و پیشروی سواحل به دریا
رشد زبانه‌های ماسه‌ای
توسعه و یورش تلماسه‌ها
بادرفتگی خاک‌ها
تشکیل آبکندها و خندق‌ها
طوفان‌های ریزگرد
استقرار مخروط افکنه‌ها
هوازدگی نمک‌ها
فرونشست زمین
مناطق تندرایی
حرکات توده‌ای
فروریزش کارست‌ها
سیلاب رودخانه‌ها
جابجایی کانال رودخانه‌ای
رسوبگذاری در دریاچه‌ها
فرسایش خاک
فرسایش کرانه رودخانه
فعالیت‌های نوزمین ساخت
تشکیل کارست‌های ناشی از ذوب یخ‌ها
اشکال ناشی از ترک کردن یخبندان
سیلاب ناشی از ذوب یخ
پیشروی یخچالها و سدهای یخچالی
وقوع بهمن
 
 
ارتباط مدیریت زیست محیطی و استفاده از راه‌حلهای مهندسی، زمینه ساز ارزیابی موفقیت طرح‌های خاص است. حسابرسی از حسن عملکرد به عنوان مبنایی برای تدوین بهترین اقدامات الزامی است.
انجام بررسی پس از رویدادها، ثبت بزرگا و پیامدهای حوادث شدید به عنوان مبنایی برای بهبود طراحی مهندسی و سیاست‌های منطقه‌بندی زمین حائز اهمیت است. به‌طور مثال، ردیابی رویدادهای سیل رودخانه‌ها در هولوسن از طریق نقشه‌برداری و سن‌سنجی نهشته‌های ناشی از فروکش شدن آب، ابزار مهمی برای پشی‌بینی بیشینه اثر سیلاب‌های احتمالی آینده به‌ویژه در حوزه‌های آبخیز فاقد ثبت دستگاهی، ارائه می‌کند.
آخرین نقش ژئومورفولوژیست های کاربردی، پیش بینی کردن وقوع فرایندهای طبیعی می باشد. هنگامی که یک یخچال خاص احتمال خیزش داشته باشد، چقدر طول خواهد کشید تا کانال‌های آبیاری بوسیله برخان‌های شناور مسدود شوند؟ چه وقتی این دامنه شکست خواهد شد؟ چگونه مخزن سد این به واسطه رسوبگذاری سریع بدون استفاده خواهد شد؟ آیا روند سریع‌تر آورد رسوب آبرفتی نسبت به بالاآمدن تراز دریا منجر به تشکیل یک دلتا خواهد شد؟ اینها از جمله مواردی است که یک ژئومورفولوژیست می‌تواند سئوالات پیرامون آینده را پاسخگو باشد. پاسخ‌ها می‌تواند بر اساس مطالعه روند گذشته عملکرد فرایندهای ژئومورفولوژی و یا از طریق مدل‌سازی آنها ارائه شوند.
References
Brunsden, D. (2002) Geomorphological roulette for engineers and planners: some insights into an old game, Quarterly Journal of Engineering Geology and
Hydrogeology 35, 101–142.
Coates, D.R. (ed.) (1971) Environmental Geomorphology, Binghamton: State University of New York.
Cooke, R.U. and Doornkamp, J.C. (1974) Geomorphology in Environmental Management, Oxford: Oxford University Press.
Goudie, A.S. (2001) Applied geomorphology: an introduction, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband 124, 101–110.
Hails, J.R. (ed.) (1977) Applied Geomorphology; A Perspective of the Contribution of Geomorphology to Interdisciplinary Studies and Environmental
Management, Amsterdam: Elsevier Science Publishers.
Jones, D.K.C. (1980) British applied geomorphology: an appraisal, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband 36, 48–73.
Thorne, C.R., Hey, R.D. and Newson, M. (eds) (1997) Applied Fluvial Geomorphology for River Engineering and Management, Chichester: Wiley.
Viles, H.A. and Spencer, T. (1995) Coastal Problems, London: Arnold.
A.S. GOUDIE                      (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
ARCH, NATURAL - طاق طبیعی
طاق‌های طبیعی هنگامی شکل می‌گیرند که هوازدگی طبقات سنگی با ریزش توده‌ای آنها همراه باشد و در مناطق گرم و خشک فرسایش بادی تونلی درون یک تخته سنگ ایجاد ‌شود. از اینرو این اشکال از پل‌های طبیعی که توسط فرسایش رودخانه‌ای و دریایی شکل می‌گیرند قابل تمایز هستند. طاق‌های طبیعی در ماسه سنگ‌ها که قابلیت تراوایی و نفوذ آب بیشتر داشته که به موجب آن هوازدگی تشدید می‌شود، به مراتب رایج‌تر بوده و در عین حال، چسبندگی لازم هنوز برای توسعه یک طاق وجود دارد. طاقهای طبیعی جاهایی که درزه و شکاف طویل و نزدیک بهم، برای شکل‌گیری باله‌های باریک سنگی توسط هوازدگی آماده سوراخ شدن هستند، بسیار فراوان هستند. بر این اساس، تراکم بسیار زیادی از طاق‌های طبیعی در ماسه سنگ‌های Entrada و Cedar فلات کلورادو تشکیل شده است.
در سنگ‌های به شدت مطبق و لایه لایه، پهن‌شدگی دالان اولیه می‌تواند به توسعه یک تخته سنگ طویل یا سنگ سردر منجر شود. بارگذاری سنگ‌های برش خورده فشار برشی بر روی سطح زیرین تخته سنگ ایحاد می‌کند. اگر فضای ایجاد شده به رشدش ادامه دهد، تنش می‌تواند بر استحکام کششی سنگها چیره شده و تخته سنگ ریزش خواهد کرد. انحناء یافتن روبه بالا طاق فرایندی است که علاوه بر وقوع آن در یک تخته سنگ، در جاهایی که سیستم درزه و شکاف در سنگها به سطوح انحناء دار به هم رسیده توسعه می‌یابد. همچنین این فرایند جاهایی که الگوی فشار به فرم معقرگونه در سنگ برش خورده زیرین طاق، منجر به ناپیوستگی جزئی و یا جدا شدن تکه‌های از سطح سنگ شود، به‌مراتب رایج‌تر است. شکل انحناء در یک طاق واقعی بسیار پایدارتر از شکل انحناء در یک تخته سنگ است زیرا در آن فشار بارگذاری به جناحین طاق منتقل شده و در واقع تمام اجزاء ساختمان طاق تحت فشار و تراکم است. این فرایند حتی زمانی‌که طاق توسط ناپیوستگی‌ها شکافته و به دو بخش تقسیم می‌شود پابرچاست و تنش فشارشی بر روی بلوک‌های دو سو، آنها را در جای خود نگه می‌دارد.
طاقهای طبیعی می‌توانند اشکال متنوعی داشته باشند، لیکن با برقراری این فرایند که بارگذاری بر روی جناحین تقسیم شود پایدار باقی می‌مانند. در صورتی‌که خط رانش و فشار بارگذاری درون طاق باقی بماند این شرایط برای دراز مدت برقرار خواهد بود. از اینرو طاق‌ها اشکال ژئومورفولوژی پایداری به‌شمار می‌روند.
با این حال، فرسایش متمادی می‌تواند منجر به ناپایداری طاق‌ها شده و بواسطه خم‌شدگی درون خود در محل‌ نقاط مفصلی، دچار فروریزش شوند. سست‌شدگی فرسایشی جناحینی که بار به آنها منتقل می‌شود نیز می‌تواند علت ریزش طاق باشد. برعکس، قلل سنگی منتقل کننده فشار عمودی به جناحین و یا ستون‌های سنگی طبیعی که طاق‌ها را به‌طور جانبی نگه می‌دارند، پایداری یک طاق را افزایش می‌دهند.
مشخصاً در مناطقی که درزه و شکاف‌ها به‌طور گسترده‌ای یکدیگر را قطع کنند و حاصل آن ایجاد حفره‌ای در پرتگاه باشد، ممکن است حفره ایجاد شده در تمام توده سنگ نفوذ نکرده؛ یک طاق واقعی شکل نگیرد و در عوض یک تورفتگی آلاچیق شکل توسعه یابد. اینگونه اشکال به مراتب فراوانی بیشتری نسبت به طاق‌ها دارند، لیکن از آنجایی که با سازوکار مشابهی شکل می‌گیرند، به‌ویژه در جاهایی که مشکلاتی از تراوایی ماسه سنگ‌های توده‌ای وجود دارد، به خوبی توسعه می‌یابند.
Further reading
Robinson, E.R. (1970) Mechanical disintegration of the Navajo sandstone in Zion Canyon, Utah, Geological Society of America Bulletin 81, 2,799–2,806.
Young, R. and Young, A. (1992) Sandstone Landforms, Berlin: Springer.
R.W. YOUNG                    (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
-ARETE خطرأس میان یخچالی
شکل سطحی متشکل از یک برجستگی با دامنه‌های پر شیب که تفکیک کننده دره یا چاله یخچالی است. خط رأس کوه حاصل برش و نقب‌زنی سنگهای شیب‌دار توسط یخچالها است. این لندفرم شکل متداول برونزد قلل سنگی از بین یخچالها است، همانند آنچه NUNATAKs یا جزایر یخچالی هستند.    
A.S. GOUDIE (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
-ARMOURED MUD BALLگلوله‌های گلی زره پوش
به توده‌های تقریبأ کروی از رسوبات چسبنده به قطر چند سانتیمتر گلوله‌های گلی زره پوش اطلاق می‌شود (Bell, 1940). همچنین آنها گلوله‌های گلی، قلوه سنگ گلی، یخرفت گلی و گلوله‌های رسی نیز نامیده می‌شوند. برخی از آنها در واقع کلوخه‌های رسی یا گلهای چسبندهای هستند که توسط جریانهای شدید از بستر آبراهه یا کرانههای رودخانه کنده شدهاند. اغلب این اشکال در مناطق با توپوگرافی هزاردره و در طول آبراهه‌های فصلی بوجود می‌آیند، لیکن بر روی سواحل (Kale and Awasthi, 1993)، در کانال‌های جزرومدی و به عنوان یخرفت روی کف دریا نیز (Golschmids 1994) یافت می‌شوند.  
 
References
Bell, H.S. (1940) Armoured mud balls: their origin, properties and role in sedimentation, Journal of Geology 48, 1–31.
Goldschmidt, P.M. (1994) Armoured and unarmoured till balls from the Greenland sea-floor, Marine Geology 121, 121–128.
Kale, V.S. and Awasthi, A. (1993) Morphology and formation of armoured mud balls on Revadanda Beach, Western India, Journal of Sedimentary Petrology 63,
809–813.
A.S. GOUDIE                     (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
ARMOURING - زره پوش شدن
فرایندی که به موجب آن یک نهشته آواری به صورت یک لایه سطحی توسعه می یابد و از لایه زیرین درشت دانه تر باشد؛ زره پوش شدن اطلاق می‌شود که از همه بیشتر در صحراهای گرم و رودخانه‌های با بستر گراولی متداول‌تر است (به سنگفرش تخته سنگی، سنگفرش سنگی و زره رودخانه‌ای توجه شود).
بادرفتگی به فرایند باربرداری مواد ریزدانه توسط باد اطلاق میشود (به فرسایش ورقهای، جریان ورقهای، جارو شدن ورقهای توجه شود)، انتقال رو به بالای ذرات درشت دانه حاصل تناوب مرطوب و خشک شدگی با آماس و چروک و آب رفتگی ذرات ریز دانه همراه بوده و به تعبیری اثر چرخه یخ‌زدگی و ذوب شدگی در عرضه‌های جغرافیایی بالا، جابجایی قطعات گراولی به شکل تجمعات کوچک مقیاس، و هوازدگی ترجیحی و خردشدن خرده سنگهای درشت در اعماق، در مجموع به مکانیزم‌هایی اطلاق می‌شود که کانون‌هایی از ذرات درشت دانه در پوشش سطحی محیط‌های بیابانی را ایجاد می‌کنند (Cook 1970; Dan et al. 1983; Mcfadden et al, 1987). فرایندهای دخیل در ایجاد پوشش سطحی در هر منطقه به شرایط آب و هوایی، جایگاه ژئومورفولوژیکی، و ماهیت ذرات آواری و خاک‌های محلی بستگی دارند. قطعات گراولی می‌توانند به‌واسطه هوازدگی مکانیکی موضعی سنگ بستر ایجاد شده یا منشأ رودخانه‌ای داشته باشند. در رودخانه‌ها، زره پوش شدن سطحی می‌تواند شامل تمرکز قطعات درشت در قاعده لایه فعال و یا غربال‌شدگی ترجیحی رسوبات ریزدانه‌تر از لایه سطحی در حین فرسایندگی سطحی و نیز غربال شدن عمودی در حین انتقال رسوب بار بستر که در جبران عدم توازن در تحرک بین ذرات ریز و درشت دانه رخ می‌دهد، باشد (Andrews and Parker 1987; Parker and Sutherland 1990). تفکیک ذرات رسوبی بر اساس اندازه آنها که موجب تمرکز ذرات درشت در سطح می‌شود، در جریان‌های ثقلی و توده‌ای رسوبات شامل جریان‌های خرده‌سنگی و نهشته‌های آذرآواری نیز ایجاد می‌شوند. مکانیزم‌های جداشدگی ذرات شامل تفکیک اندازه‌ای به ترتیب حاصل فرایند تراوش بوده که در آن ذرات ریزدانه به زیر ذرات درشتر زهکش می‌شوند، در نتیجه فرایند تفریق ذرات بوده که در آن ذرات درشت‌تر از طریق معبرهای هدایت کننده باریک تفریق می‌شوند، و بالاخره ناشی از سرعت بیشتر غلطیدن ذرات درشت دانه از ریزدانه در طول شیب دامنه است llance and Savage 2000) (Shinbrot and Muzzio 2000; Va.
References
Andrews, E.D. and Parker, G. (1987) Formation of a coarse surface layer as the response to gravel mobility, in C.R. Thorne, J.C. Bathurst and R.D. Hey (eds) Sediment Transport in Gravel-Bed Rivers, 269–300, Chichester: Wiley.
Cooke, R.U. (1970) Stone pavements in deserts, Annals of the Association of American Geographers 60, 560–577.
Dan, J., Yaalon, D.H., Moshe, R. and Nissim, S. (1982) Evolution of regsoils in southern Israel and Sinai, Geoderma 28, 173–202.
McFadden, L.D., Wells, S.G. and Jercinovich, M.J. (1987) Influences of eolian and pedogenic processes on the origin and evolution of desert pavements, Geology 15, 504–508.
Parker, G. and Sutherland, A.J. (1990) Fluvial armor, Journal of Hydraulics Research 28, 529–544.
Shinbrot, T. and Muzzio, F.J. (2000) Nonequilibrium patterns in granular mixing and segregation, Physics Today 53, 25–30.
Vallance, J.W. and Savage, S.B. (2000) Particle segregation in granular flows down chutes, in A. Rosato and D. Blackmore (eds) International :union: of
Theoretical and Applied Mechanics Symposium on Segregation in Granular Flows, Dordrecht, The Netherlands, 31–51.
BASIL GOMEZ                 (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
ARROYO پهن آبکند
این لندفرم حاصل کندن بستر دره به ویژه در شرق امریکا (شکل 7) در جاهایی که دره‌های پهن و دشت‌ها عمیقأ با آبکندهای بستر دره در دوره زمانی کوتاهی بین سال‌های 1865 و 1915 که در آن آبکندهای دهه 1880 بسیار اهمیت دارند، حفر شده‌اند (Cook and Reeves 1976).پهن آبکندها می‌توانند به عمق تا 20 متر و بالغ بر 50 متر پهنا و دهها یا حتی صدها کیلومتر طول داشته باشند. سابقه مباحث طولانی درباره علل فرایند توسعه پهن آبکندها وجود دارد (Elliott et al. 1999) ، همچنین یک رشد در درک مقیاس و فراوانی تغییرات اقلیمی (McFadden and McAuliffe 1997) در هولوسن باعث شده که تغییرات در کانال و اثرات شیب توجیه شود. برای مثال، Waters and Hayanes (2001) استدلال آوردند که پهن آبکندها در جنوب-غرب آمریکا اولین بار از 8000 سال پیش ظاهر شده‌اند و با یک رشد چشمگیر در رویدادهای حفر و پرشدگی متعاقب 4000 سال پیش، رخ داده است. آنها بر این اعتقاد هستند که شدت یافتن فرایند آبکندی می‌تواند به تغییر در فراوانی و قدرت رویدادهای ال نینو نیز مرتبط باشد.
بسیاری از دانشجویانی که این پدیده را مطالعه کرده‌اند، به این نتیجه رسیده‌اند که اثرات انسانزاد منجر به حفر پهن آبکندها همزمان با استقرار سفیدپوستان بوده است و توسعه این اشکال در اواخر قرن نوزدهم این باور را قوت بخشیده است. دامنه اثرات انسانزادی که در این فرایند دخیل بوده‌اند وسیع بوده و شامل استخراج و برداشت چوب و الوار، چرای بیش از حد دامها، بریدن علفزارها به منظور خشک و ذخیره آنها در بستر دره، کوبیدگی خاک در طول مسیرهای با بیشینه مسافرت، کانالیزه شدن رواناب‌ها در طول خطوط راه آهن و راه‌ها، انقطاع کف دره چمن زار توسط پای حیوانات است.

شکل 7: توزیع و پراکنش آبکندها در جنوب غرب امریکا (هاشور خورده‌ها)، خطوط تیره نشاندهنده آبکندهای بزرگ می باشند.
 
از سوی دیگر، مطالعه روند دراز مدت پرشدگی های دره نشان‌دهنده تکرار فازهای پرشدگی و حفر مجدد است که برخی از آنها قبل از استقرار اجتماعات انسانی رویداده‌اند که به نوبه خود بسیار مهم هستند. Elliott et al. (1999) فازهایی مختلف حفرکانال را در طی هولوسن به ترتیب در 700-1200 سال پیش، 1700-2300 سال پیش و 6500 و 7400 سال پیش را شناسایی کرده است.
Leopold (1951) یک تفسیر اقلیمی درباره این فرایند ارائه کرده است که دربردارنده تغییرات در شدت بارش است. وی نشان داد که کاهش فراوانی بارش‌های با شدت کم موجب ضعیف شدن پوشش گیاهی شده حال آنکه افزایش در بارش‌های پر شدت در بازه زمانی مشابه موجب افزایش وقوع فرسایش شده است. Balling and Wells (1990) در کاری در نیومکزیکو، دریافتند که آبکندهای اوائل قرن بیستم پس از یک فاز خشکسالی که در آن توانایی حفاظت سطحی خاک توسط پوشش گیاهی کاهش یافته بود، با برقراری سالها بارش پرشدت و فرساینده، ایجاد شده‌اند. همچنین سیلابهای بزرگ مقیاس از عوامل موثر و مهم در توسعه آبکندها به شمار می‌روند (Hereford 1986).
فرسایش و توسعه خندقها در نتیجه برقراری رژیم سیلابی پرحجم، منجر به ظرفیت انتقال رسوب بزرگی برای آبراهه‌ها می‌شود. در طی برقراری رژیم سیلابی کم حجم، از عرض کانالها کاسته شده و در مقابل انباشت رسوب رخ می‌دهد لیکن در شرایط عدم وقوع سیلاب، دیگر امکان توسعه رسوبات سیلابی در دشت‌های سیلابی وجود ندارد. همانگونه که Schumm et al. (1984) اظهار داشته‌اند که حفر آبکندها نه می‌تواند حاصل تغییرات اقیلمی و نه در نتیجه اثرات انسانی باشند. حفر آبکندها می‌تواند ناشی گذر آستانه طبیعی ایجاد برخی از اشکال ژئومورفولوژیکی باشد (همچون شیب آبراهه). بر اساس این استدلال، شرایط پایداری بستر دره در طول زمان بر اثر برخی رویدادها که به آرامی کاهش می‌یابد، باعث حفر محدوده پایدار قبلی می‌گردد. ممکن است که حفر آبکند و ته نشینی رسوبات ناشی از مجموعه از عوامل باشد (Gonzalez 2001)، که زمان موردنیاز وقوع رویدادها از یک منطقه به منطقه‌ای دیگر تغییر خواهد یافت از اینروآبکندهای خاص می‌توانند تاریخچه منحصربفردی داشته باشند.
References
Balling, R.C. and Wells, S.G. (1990) Historical rainfall patterns and rainfall activity within the Zuni River drainage basin, New Mexico, Annals of the Association of American Geographers 80, 603–617.
Cooke, R.U. and Reeves, R.W. (1976) Arroyos and Environmental Change in the American South-west, Oxford: Clarendon Press.
Elliott, J.G., Gillis, A.C. and Aby, S.B. (1999) Evolution of arroyos: incised channels of the southwestern United States, in S.E. Darby and A. Simon (eds) Incised River Channels, 153–185, Chichester: Wiley.
Gonzalez, M.A. (2001) Recent formation of arroyos in the Little Missouri Badlands of southwestern Dakota, Geomorphology 38, 63–84.
Hereford, R. (1986) Modern alluvial history of the Paria River drainage basin, southern Utah, Quaternary Research 25, 293–311.
Leopold, L.B. (1951) Rainfall frequency: an aspect of climate variation, Transactions of the American Geophysical :union: 32, 347–357.
McFadden, L.D. and McAuliffe, J.R. (1997)
Lithologically influenced geomorphic responses to Holocene climatic changes in the southern Colorado Plateau, Arizona: a soil-geomorphic and ecologic per-spective, Geomorphology 19, 303–332.
Schumm, S.A., Harvey, M.D. and Watson, C.C. (1984) Incised Channels: Morphology, Dynamics and Control, Littleton, CO: Water Resources Publications.
Waters, M.R. and Haynes, C.V. (2001) Late Quaternary arroyo formation and climate change in the American southwest, Geology 29, 399–402.
A.S. GOUDIE                     (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
ASPECT AND GEOMORPHOLOGY - زاویه تابش و ژئومورفولوژی
با عبور خورشید در عرض آسمان در طول هر روز و در طول فصول، شدت تشعشع امواج کوتاه در یک نقطه بر روی دامنه تغییر می کند. در شب، میزان تشعشع کم است. در طول روز، تشعشع زمانی که خورشید درخشان است، با حضور پوشش ابر و یا جاهایی که دامنه بوسیله دامنه‌های پیرامون سایه انداخته، کاسته نمی‌شود. این مهم به این دلیل است در نیمکره شمالی که خورشید در آسمان در بالاترین نقطه روبه جنوب است، دامنه‌های رو به جنوب نسبت به دامنه‌های روبه شمال تشعشع بیشتری دریافت می‌کنند، حال آنکه تشعشع خورشید رو به دامنه‌های رو به شرق و غرب نسبتاً کمتر است. همچنین تشعشع خورشید به دامنه‌های رو به شرق در صبح‌ها و دامنه‌های روبه غرب در بعد از ظهرها بیشتر است. در نیم کره‌جنوبی، وضعیت برخورد تشعشع خورشید کاملاً عکس شده و دامنه‌های روبه شمال بیشترین تشعشع را دریافت می‌کنند، اگرچه دامنه‌های روبه شرق همچنان در صبحدم بیشترین تشعشع را دریافت می‌کنند.
تشعشع خورشیدی در عبور از اتمسفر تا اندازه‌ای به دلیل پراکنده شدن تلف می‌شود که در پی آن آسمان آبی شکل می‌گیرد و به دلیل قرارگیری ابر در مقابل خورشید به مراتب بیشتر تلف می‌شود. تشعشع خورشید در هر دو مورد یاد شده منتشر و پراکنده شده و از جهات مختلف پرتوهای نور خورشید به سطح زمین می‌رسد؛ اگرچه برخی از تشعشعات به دلیل سایه شدن در دره‌های عمیق تلف شوند. پرتو مستقیم خورشید درخشان به شدت یک سویه بوده و شدت آن بر روی سطح، مستقیماً متناسب با کسینوس زاویه بین اشعه‌های خورشید و راستای عمود بر سطح دامنه است. از اینرو تشعشع خورشیدی در جاهایی که اشعه‌ها به صورت قائم بر روی سطح می‌افتند در بیشینه مقدار خود و در جاهایی که اشعه به سطح تقریباً مماس است به شدت کاهش می‌یابد.
مسیر خورشید در آسمان به طور منظم در طول یک سال تغییر می‌کند، لذا مقدار تشعشع آن را بر روی دامنه‌ای مشخص را می توان به طور مثلثاتی با استفاده از داده‌های عرض جغرافیایی، میزان شیب و جهت شیب دامنه محاسبه کرد. راستای مسیر خورشید Ф (راستای موقعیت خورشید در آسمان) و ارتفاع θ (زاویه بالای افق) با دقت قابل توجهی به صورت زیر قابل محاسبه است:

 

که در آن λ مقدار عرض به درجه شمال جغرافیایی ، β زاویه تمایل خورشید که تقریباً 23.5- کسینوس Ј در روز جولیان Ј (0-360) وγ 15 ђ در ساعت ђ (0-24 ساعت محلی) است. حتی نور خورشید در آسمان صاف حدود 15 درصد برای ایجاد آسمان آبی پراکنده می شود. اصلاحات محاسبات یاد شده برای آسمان ابری و سایه شدن دامنه که در برخی افق‌های محلی ایجاد می‌شود، الزامی است. شکل 8 محاسبات میزان اختلاف تشعشع رسیده به دامنه‌ها را از آسمانی صاف به دامنه‌های روبه جنوب و شمال را نشان می‌دهد که بیشینه تفاوت آن در حوالی عرض جغرافیایی 60 درجه است. از طرفی به دلیل ابرناکی آسمان، با افزایش عرض جغرافیایی اختلاف در میزان تشعشع بر روی قاره‌ها از عرض 30 درجه و به ویژه در تابستان افزوده خواهد شد. تفاوت واقعی در تشعشع رسیده در عرض‌های جغرافیایی 30 تا 40 درجه به حداکثر می‌رسد.

شکل 8: تفاوت در تشعشع سالانه کل بین دامنه‌های روبه شمال و روبه جنوب برای شرایط آسمان پاک
 
اثرات زاویه تابش از طریق تفاوت میزان تشعشع به شدت بین دامنه‌های روبه شمال و رو به جنوب منجر به تفاوت‌هایی در نرخ انتقال رسوب و رفتار هیدرولوژیکی می‌شود. در جدول 3 تفاوتهای اصلی برای نیمکره شمالی خلاصه شده است که در آن با جابجایی مقادیر شمال و جنوب برای نیمکره جنوبی صادق است.
 
جدول 3: خلاصه آثار اختلاف در زاویه تابش در فرایندهای ژئومورفولوژیکی
رژیم اقلیمی دامنه های روبه شمال دامنه های روبه جنوب اثر ژئومورفولوژیکی
خیلی سرد (قطبی و ارتفاعات بسیار بالا) دائمأ یخ زده برخی یخ زده و برخی ذوب شونده فرسایش ناشی از یخبندان بیشتر و دیگر فرایندها در دامنه روبه جنوب
به طور متوسط یخ زده برخی یخ زده و برخی ذوب شونده عمدتاً یخ نزده گسترش بیشتر پوشش گیاهی و فرسایش خاک بر روی دامنه های روبه شمال
معتدل مرطوب سردتر و مرطوب‌تر گرم‌تر و خشک‌تر درجاهائیکه محدودیتی در آب نباشد، اختلافات متأثر از زاویه تابش ضعیف‌تر است
گرم و نیمه خشک سردتر و مرطوب‌تر گرم‌تر و خشک‌تر دامنه های رو به جنوب دارای پوشش تنک‌تر و با قابلیت بیشتر فرسایش خاک
 
مجموعه اثرات یاد شده عموماً منجر به تفاوتهایی در شدت فرایندهای ژئومورفولوژیکی دامنه‌های با جهت شیب مخالف می شود. به طور مثال، بیشتر بودن تشعشع بر روی دامنه‌های رو به جنوب در مناطق نیمه خشک باعث افزایش نرخ‌ تبخیر و تعرق می‌شود، از اینرو اثربخشی آب در پوشش گیاهی به سرعت بعد از بارش باران رخ می‌دهد. در نتیجه، پوشش گیاهی پراکنده‌تر و گونه‌های سازگار با خشکسالی بر روی دامنه‌های رو به جنوب استقرار می‌یابند. بنابراین می‌توان انتظار داشت بر روی این دامنه‌ها روان آب بیشتر و به دنبال آن فرسایش خاک بیشتری رخ دهد. بر روی دامنه‌های روبه شمال، رطوبت خاک پس از ریزش باران برای مدت بیشتری باقی‌مانده و به دنبال آن می‌توان پوشش گیاهی انبوه‌تر و فرسایش کمتر خاک را انتظار داشت. در مقابل، شرایط برای وقوع حرکات توده‌ای به دلیل ضخامت بیشتر نیمرخ خاک و وجود رطوبت تا اعماق آن بیشتر، فراهم می‌شود.
در کوتاه مدت، افزایش در فرسایش خاک می‌تواند منجر به پرشیب شدن نیمرخ دامنه گردد، لیکن در دراز مدت نیمرخ دامنه به شرایط تعادل می‌رسد، اگرچه تفاوت در فرایندها به دلیل اثر زاویه تابش عموماً با ایجاد دره‌های نامتقارن همراه خواهد شد. استقرار دره نامتقارن به معنی ایجاد یک دامنه کم شیب و طولانی و ایجاد یک دامنه کوتاه و پر شیب در مقابل آن است. دو عامل در شکل‌گیری دره‌های نامتقارن دخیل هستند. اولاً انتقال رسوب به هر دو شیب و طول دامنه بستگی دارد، لذا دامنه پرشیب تر لزوماً رسوب بیشتری ایجاد نمی‌کند. ثانیاً، در هنگام ایجاد تعادل، شکل دره نه تنها به طور عمودی برش داده می‌شود بلکه می‌تواند به طور جانبی نیز جابجا شود. برای هر دو این دلائل، در تپه ماهورهایی با شدت بیشتر اثر تفاوت در زاویه تابش، شیب دامنه برای جبران اثرات بیشتر فرایندهای ژئومورفولوژیکی نمی‌تواند ملابم‌تر شود. مشاهدات انجام شده در دامنه‌های مناطق نیمه خشک نشان از اختلاف در میزان تشعشع خورشید دارد که در آن تمایل به حفظ شیب‌های تند سنگ بستر بر روی دامنه‌های رو به جنوب و شیب‌های ملایم روبه شمال با لایه‌ای از خاک و پوشش گیاهی می‌باشد. علی رغم آنچه عنوان شد، اثربخشی عدم تقارن تحت تأثیر تعداد عوامل متعدد دیگری از جمله ساختار زمین‌شناسی و اثر پیج‌آنرودی رودخانه‌ها می‌باشد.
Further reading
Kirkby, M.J., Atkinson, K. and Lockwood, J.G. (1990) Aspect, vegetation cover and erosion on semi-arid hillslopes, in J.B. Thornes (ed.) Vegetation and Erosion, 25–39, Chichester: Wiley.
Robinson, N. (1966) Solar Radiation, Amsterdam: Elsevier.
MIKE KIRKBY                 (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
ASTROBLEME چاله شهاب سنگ مدفون
این واژه (به معنی تحت لفظی "اثر جراحت ستاره") توسط Robert S. Dietz (1960) برای اولین بار برای معرفی آثار فرسایشی دیرینه ارائه شد. این آثار عموماً طرح مدوری داشته و بر اثر برخورد یک جسم کیهانی به سطح زمین شکل گرفته‌اند. منشأ کیهانی آن از وجود سنگ‌های پراکنده شده پیرامون آن شناخته شده است. این قطعات گواه بر رویداد ضربه سخت و شدید بوده است (Dietz 1961). در مباحث اولیه منشأ چنین لندفرمهایی روشن نبود و اینکه درباره چگونگی تنش‌های شدیدی که مسئول پراکنده شدن سنگ‌های ناشی از اجرام سماوی (انفجار شهاب سنگ یا ستاره دنباله دار) یا از انفجار آتشفشانی شده است. ساختارهای ژئومورفولوژیکی مشابه دیگری وجود دارند که توسط Branco & Frass (1901) آتشفشان مخفی نامیده شده اند. با این حال، واژه غیر زایشی ساختار انفجار مخفی برای مواقعی که منشأ آن نامشخص است، ترجیح داده شد. با این حال، روش‌های پیشرفته کنونی می‌تواند نزدیک به یقین منشأ شهاب سنگی یا ستاره دنباله دار بودن این لندفرم‌ها را ثابت کنند. موقعیت‌های چاله شهاب سنگ نسبتاً جدیدتر بوده و به کواترنر و اواخر ترشیاری مربوط می‌شوند، عموماً مورفولوژی چاله ایجاد شده بر اثر برخورد شهاب سنگ را حفظ کرده و لذا بر روی سطوح دیگر توده‌های سنگی کهکشان منظومه شمسی قابل مشاهده هستند. عدم حفظ شدن مورفولوژی چاله شهاب سنگ در مقیاس بلند مدت بر سطح کره زمین، در نتیجه اثر طولانی و نسبتاً سریع فرایندهای فرسایشی و رسوب‌گذاری در مقایسه با شرایط مشابه بر روی دیگر کرات سماوی بوده است. ساختارهای دیرینه فرسایش یافته چاله شهاب سنگ سطح کره زمین (عکس 6)، شامل اشکال مدوری است که از لحاظ اندازه از چاله های برخوردی جوانتر خوب حفظ شده، بسیار بزرگتر هستند. مباحث پیرامون منشأ آتشفشانی در مقابل شهاب سنگی بودن این لندفرمها تا دهه 60 میلادی به شدت دنبال می‌شد تا اینکه مطالعات کانی‌شناسی که بر روی این اشکال در منطقه Ries Kessel آلمان، به وضوح منشأ برخورد شهاب سنگ را تأیید کرد. در خلال وقوع رویداد برخورد شهاب سنگ، فشارهای شدیدی بر روی سنگ‌های مورد برخورد به‌واسطه سرعت بسیار بالای شهاب سنگ وارد آمده است.
وارد آمدن چنین فشارهایی منجر به تبخیر و ذوب شدن سنگ‌های محل برخورد می‌شود. در واقع، برخی شهاب سنگ حوضچه‌های بزرگ نظیر Ries Kessel آلمان با مقادیر قابل ملاحظه‌ای از ذوب‌شدگی همراه بوده که در ابتدا برای محققین تمایز آنها از سنگ‌های آذرین مشکل بود. فشارهای تا اندازه‌ای پایین‌تر برای دگرگون شدن کوارتز به کووزیت و ستیشویت مناسب بوده است. این کانی‌ها از جمله کانی‌هایی هستند که در فرایندهای تکتونیکی و آتشفشانی درون کره زمین تشکیل نمی‌شوند. فشارهای پایین‌تر ایجاد اشکال مسطح دو وجهی در بلورها، کوارتزهای تصادمی و یک شکل خاص مخروط در مخروط را در سنگ‌های برخورد شده ایجاد کرده که اصطلاحاً مخروط‌های متلاشی شده نامیده می‌شوند. مطالعه چنین لندفرمهایی در طول جایگاههای ساختمانی و زمین شناسی آنها، منجر به اکتشاف بالغ بر یکصد چاله شهاب سنگ در طی دهه‌های اخیر شده است.
شاید مشهورترین این لندفرمها، چاله شهاب سنگ Chicxulub باشد که در زیر سنگ پوش‌هایی در شمالی‌ترین مرز شبه جزیره یاکوتان مکزیکو دفن شده است (Hildebrand et al. 1991). شناخت این اشکال و اثربخشی آنها نشان‌دهنده مبحث چند منظوره مطالعات علوم سماوی و کاربرد آن برای مباحث مشابه در زمین است. داستان از آنجا شروع شد که در اواخر دهه 1960 میلادی، غنی‌شدگی عنصر ایریدیم در یک لایه رس به ضخامت 3 سانتیمتر در ستون ضخیم رسوبات دریایی متعلق به کرتاسه پسین- ترشیاری آغازین در منطقه Gibbio کشور ایتالیا (Alvarez et al. 1980) کشف شد.

عکس 6:  بالاآمدگی بخش مرکزی به شدت فرسایش یافته ساختمان برخوردی Gosses Bluff، به عنوان یک چاله شهاب سنگی در استرالیای مرکزی است. این لندفرم دربردارنده یک حلقه مقاوم به فرسایش ماسه سنگی به قطر تقریبی 5 کیلومتر که بخش مرکزی بالاآمده آن در کرتاسه پیشین ایجاد شده است (Milton et al. 1972). ساختار بزرگتر و اصلی به قطر حدود 22 کیلومتر تا سطح اساس دشت فرسایش یافته است. یک سطح بلندتر دیرینه، خط راس قلل ماسه سنگی را نشان می دهد که مشخصه بخش بالاآمده مرکزی است.
این غنی‌شدگی نامتعارف ژئوشیمیایی، دانشمندان را به طرح فرضیه برخورد یک ستاره دنباله دار یا شهاب سنگی به قطر 10 کیلومتر به زمین در 65 میلیون سال پیش رهنمون کرد که به تعبیری به دوره کرتاسه منسوب شد. از طرفی یکی از پردامنه‌ترین رویدادها، انقراض جمعی موجودات زنده در تاریخ زمین شناسی است که از آن جمله می‌توان به مرگ دایناسورها اشاره کرد. در واقع این یک فرضیه تحریک آمیز از اهمیت درک تاریخ کره زمین بود. براستی چگونه این فرضیه را می‌توان ثابت کرد؟
غنی‌شدگی نامتعارف اریدیم در مناطق مختلفی از کره زمین در ستون رسوبات به سن کرتاسه پسین-ترشیاری پیشین شناسایی شد. این فرایند با غنی‌شدگی دیگر عناصر نیز همراه بوده است که بعضاً عناصر نامتعارفی و ناشناخته‌ای بودند که مشخصاً در اجرام آسمانی دارای غلظت داشته و انتظار می‌رود از ترکیب شهاب سنگ‌های برخوردکننده منشأ گرفته باشند. همچنین با اریدیم غنی‌شده ذرات کوارتز تصادمی، سیشویت، کووزیت و گوی‌های شیشه‌ای کوچک یافت شدند. بعدها این ترکیبات به عنوان کانی تکتایت ریز تفسیر شدند. مشاهدات دقیق‌تر زمین‌شناسی منجر به کشف کانی تکتایت درشت دانه در سطوح وسیعی ولی در مقیاس منطقه‌ای گردید. این کانیها به وضوح سیلیکاتهای ذوب شده‌ای هستند که شکل خطی آنها نشان از ریزش آنها از آسمان دارد. مطالعات جدید درباره برخورد شهاب سنگها سازوکاری را ترسیم می‌کند که نشان می‌دهد کانی‌های تکتایت قطرات مذاب ناشی از برخورد هستند که با ترکیب بازالتی در طی رویدادهای بسیار بزرگ برخورد شهاب سنگ‌ها پراکنده شده‌اند.
شواهد ژئوشیمیایی تماماً به یک موضوع اشاره دارد که یک دهانه برخوردی با قطری حدود 200 کیلومتر ایجاد شده است که در مقایسه به چاله های شهاب سنگی که تاکنون شناخته شده‌اند، بسیار بزرگتر است. با جمع بندی شواهد مختلف درباره منشأ برخوردی شامل نهشته‌های سونامی، اندازه کانی‌های تکتایت و دیگر شواهد زمانی و مکانی نشان داد که کارائیب و خلیج مکزیک محل اصلی برخورد شهاب سنگ عظیمی بوده است. سپس توجهات متوجه ساختارهای مدور نامفهومی شد که در شمال یاکوتان کشف شده بود. از آن جمله می‌توان به لندفرم Chicxulub اشاره کرد که حدوداً قطر آن 180 کیلومتر است. از آنجای‌که این لندفرم مدفون بوده دارای مشخصات یک گودال کارستی است لیکن در طی اکتشافات دقیق تحت الارضی آشکار شد.
اکتشاف چاله های شهاب سنگی مدفون در حال افزایش است. لندفرم‌های جدیدی نیز بر روی سطح اقیانوس درخلال اکتشافات وسیع هیدروکرورهای نفتی پیدا شده است. روش‌های تفکیک این لندفرم‌های ناشناخته، منجر به استفاده از خصوصیات و مستندات ژئومورفولوژیکی شده است. به علاوه، امروزه پرواضح است که دهانه‌های ایجاد شده بر اثر برخورد، رایج ترین فرایند ژئومورفولوژیکی بر روی توده‌های سنگی سماوی در منظومه شمسی به‌شمار می روند که بر روی کره زمین نیز کمیاب نیستند. آنچه که مسلم است، مقیاس زمانی بزرگ دربرگیرنده برخوردهای بزرگتر است که در طی آن لندفرم عمدتاً به صورت فرسایش یافته، دفن شده و یا به صورت بیرون آمده از زمین مشاهده شده اند و با تاریخچه دراز مدت زمین شناسی قابل توجیه می‌باشند.
References
Alvarez, L.W., Alvarez, W., Asaro, W. and Michel, H.V. (1980) Extraterrestrial cause for the Cretaceous–Tertiary extinction, Science 208, 1,095–1,108.
Branco, W. and Frass, E. (1901) Das vulcanische ries beiNördlingen in seiner Bedeutung für Fragen der Allgemeinen Geologie, Berlin: Akademie der
Wissenschaften.
Dietz, R.S. (1959) Shatter cones in crytoexplosion structures (meteorite impact?), Journal of Geology 67, 496–505.
——(1960) Meteorite impact suggested by shatter cones in rock, Science 131, 1,781–1,784.
——(1961) Astroblemes, Scientific American 205, 50–58.
Hildebrand, A.R., Penfield G.T., Kring, D.A., Pilkington, M., Camargo, Z.A., Jacobsen, S.B. and Boynton, W.W. (1991) Chicxulub Crater: a possible
Cretaceous/Tertiary boundary impact crater on the Yucatan Peninsula, Mexico, Geology 19, 867–871.
Milton, D.J., Barlow, B.C., Brett, R., Brown, A.Y., Glikson, A.Y., Manwaring, E.A. et al. (1972) Gosses Bluff impact structure, Australia, Science 175,
1,199–1,207.
SEE ALSO: crater; crypto volcano; extraterrestrial geomorphology
 
VICTOR R. BAKER                        (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
 
 
ASYMMETRIC VALLEY- دره نامتقارن
در موارد بسیار کمی نیمرخ دامنه‌های مقابل تصویر دقیقی درباره خط القعر می‌دهد و به هرحال تعریف ژئومورفولوژیکی دره نامتقارن مستلزم وجود تفاوت‌های اساسی در شکل یا تندی شیب دو دامنه است. این عدم تقارن می‌تواند موضعی باشد؛ به طور مثال در جاهایی که یک پیچ‌آنرود یک پرتگاه رودخانه‌ای ایجاد می‌کند، با کرانه کم شیب مقابل تقارن ندارد. همچنین در مورد جابجایی یکطرفه مشخصه زاویه تابش، کرانه تند خندق با دره کوچک نامتقارن است. بیشینه عدم تقارن در مورد دره‌های یک کرانه‌ای در مناطق یخچالی روی می‌دهد که در آن یک کرانه به واسطه یک ورقه یخی کاملاً حذف می‌شود.
بنابراین، عدم تقارن حاصل مجموع شرایطی است که به جهت‌گیری محور دره و دامنه ها مربوط بوده و در پاسخ به خصوصیات زمین‌شناسی تحت الارضی و فرایندهای درونی گذشته و حال است. Kennedy (1979) هشت عامل را عدم تقارن دره دخیل می‌داند که شامل نیروی کوریولیس، تفاوت در اشعه آفتاب و بارش رسیده به دامنه‌های دره، تفاوت در ابعاد دامنه‌ها، تنوع در سنگ شناسی، زمین شناسی ساختمانی، تکامل شبکه آبراهه‌ها و فرایندهای یخچالی است. از آن بین، ساختار زمین‌شناسی و تنوع ایجاد شده حاصل از زاویه تابش خورشید در خرده اقالیم عموماً اثرگذارترین علل عدم تقارن به شمار می‌روند.
از بین پدیده‌های زمین‌شناسی ساختمانی، گسلش و ایجاد یک پرتگاه گسل در مقابل یک دامنه کم شیب و یا ایجاد دامنه‌هایی با سنگ شناسی متفاوت، قابلیت جدی در ایجاد عدم تقارن دارند. به طور کل، این مهم پذیرفته شده است که دامنه‌های کم شیب گنبدها همانند آنچه در منطقه English Weal مشاهده شده، مهاجرت روبه پایین دامنه رودخانه‌ها منجر به فرایند جابجایی یک جهته شده که نتیجه آن دره‌های پهن نامتقارن ایجاد شده است. در اثنای اینکه کنترل عوامل زمین‌شناسی به طور گسترده پذیرفته شده بود، سئوالاتی پیرامون اثر عمومی حاصل از شیب لایه‌ها بر حرکت کانال‌های آبراهه‌ها به میان آمد که هرگز به طور کامل کنکاش نشد. طبقه‌بندی قدرت توده‌ای سنگ M.J Selby’s دربردارنده شیب درزه‌ها (و سطوح لایه بندیها) است، لیکن مفاهیم وی درباره معادل-قدرت شیب‌ها دربرگیرنده آن دامنه‌هایی که توسط آبراهه‌ها بریده شده‌اند، نیست (1993: 104). توجهات بسیاری درباره نقش تنوع خرده اقلیم‌ها شده است که نتیجه اثرآن عدم تقارن در فرایندهای دامنه‌ها است. این مهم به‌طور واضح توسط A.N. Strahler (1950) در بررسی‌های کمی که در تشریح سه گانه Davisian "ساختار، فرایند و مراحل" به عمل آمد، آزموده شد. Strahler در مطالعه تپه‌های منطقه Verdugo کالفرنیا دریافت که مشخصاً مغایرت‌های در پوشش‌گیاهی بین دامنه‌های روبه جنوب و روبه شمال در اختلافات زاویه‌ای قابل ملاحظه انعکاس نیافته است. این مطالعه توسط M.A. Melton (1960) مجدداً توسعه داده شد و وی آشکار ساخت که نامتقارنی قابل‌ملاحظه‌ای با هر دو جهت‌گیری نیمرخ دامنه و موقعیت کانال‌های آبراهه در رشته کوه Laramie، منطقه وایومینگ همراه شده است. پر شیب شدن نیمرخ‌های بریده شده نشان داد که به شرایط زاویه تابش دامنه (دامنه های پرشیب تر روبه شمال) مرتبط است.
Kennedy (1976) شواهد وجود و یا عدم وجود عدم‌تقارن موضعی و در مقیاس-دره را در هفت منطقه آمریکای شمالی بین عرض‌های 69 تا 31 درجه شمالی، خلاصه کرد. وی دریافت که طرح و الگوی ساده‌ای وجود ندارد، به استثناء اینکه عدم تقارن در مقیاس-دره در حوضه‌هایی که محور آن بیشتر از آنچه روند شمالی- جنوبی داشته باشند، در روند شرقی-غربی روایج بیشتری دارند. این نتایج قویاً تأکید برآن دارد که اثر میزان تابش بیشتر از تفاوت در بارش در ایجاد عدم تقارن نقش داشته است.  در مقابل، یافته‌های علمی(Kennedy and Melton 1972) در یک منطقه همیشه یخبندان (تپه‌های Caribou در اقالیم شمال غربی) نشان‌دهنده شرایط خاصی است که از نظر توپوگرافیکی، هم دامنه‌های روبه شمال و هم دامنه‌های روبه جنوب پرشیب هستند. این یافته‌‌ها می تواند موجب طرح برخی تردیدها به تلاش‌های پیگیر (cf. French 1996) به‌عمل آمده برای شناسایی مناطق خاص حاشیه یخچالی از منظر جهت‌گیری دامنه‌های پرشیب‌تر گردد. کِنِدی دریافت که پرشیب‌تر بودن دامنه‌های روبه شمال تا منطقه Kentucky (38 درجه شمالی) در جنوب که در آنجا عموماً بعید به نظر می‌رسد هیچ نشانه‌ای از مناطق حاشیه یخچالی وجود داشته باشد، حکمفرماست.
اگر نتیجه کلی در رابطه با نقش زاویه تابش در ایجاد عدم تقارن یک دره قائل باشیم، آن را می‌توان در مواردی صادق دانست که در آنجا تعادل رطوبت کلی تأثیرگذار نباشد. همچنین در مواردی که اختلاف توپوگرافیکی و سنگ‌شناسی کم باشد (Schumm 1956) زاویه تابش می‌تواند منجر به ایجاد اختلافات چشمگیر در نفوذ، رواناب و حرکات توده‌ای و در نهایت اختلاف در زاویه شیبها گردد. حداقل یکی از موارد ذکر شده باید با ارزیابی Selby’s هماهنگ باشد: مطالعات کمی بر پایه آزمون‌های حساس در تمام اجزاء شیب صورت گرفته و حتی در آنهایی که تمام موارد ملاحظه شده نیز غیر محتمل است که عدم تقارن در دامنه‌ها را مرتبط با فرایندها دانست، زیرا توسعه دامنه‌ها یک پدیده دراز مدت به‌شمار می‌رود (Selby 1993:289-290).
 
References
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, 2nd edition, Harlow Addison-Wesley.
Kennedy, B.A. (1976) Valley-side slopes and climate, in E. Derbyshire (ed.) Geomorphology and Climate, 171–201, Chichester: Wiley.
Kennedy, B.A. and Melton, M.A. (1972) Valley asymmetry and slope forms of a permafrost area in the Northwest Territories, Canada, Special
Publication, Institute of British Geographers 4, 107–121.
Melton, M.A. (1960) Intravalley variation in slope angles related to microclimate and erosional environment, Geological Society of America Bulletin 71,133–144.
Schumm, S.A. (1956) The role of creep and rainwash on the retreat of badland slopes, American Journal of Science 254, 693–706.
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, 2nd edition, Oxford: Oxford University Press.
Strahler, A.N. (1950) Equilibrium theory of erosional slopes, approached by frequency distribution analysis, American Journal of Science 248, 673–696.
 
Further reading
Bloom, A.L. (1998) Geomorphology: A Systematic Analysis of Late Cenozoic Landforms, 3rd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Parsons, A.J. (1988) Hillslope Form, London: Routledge.
Tricart, J. (1963) Géomorphologie des régions froides, Paris: Presses Universitaires de France.
SEE ALSO: aspect and geomorphology; cross-profile, valley; rock mass strength
 
BARBARA A. KENNEDY                                  (مترجم: محمدرضا غریب رضا)
ATOLL - جزیره حلقوی مرجانی
این لندفرم‌ها عموماً جزایر حلقوی نیمه مدوری از ریف‌های مرجانی هستند که توسط یک مرداب محصور می‌شوند. در مرداب پیرامون آن، گاهاً خشکی به جزء جزایری به نام motu متشکل از ماسه و ذرات تخریبی در اندازه گراول منشأ گرفته از تخریب توده مرجانی در طی توفان، وجود ندارد (Nann 1994). ممکن است کلمه جزیره حلقوی دقیقاً برای توده مرجانی و مرداب پیرامون آن به کاربرده شود و گاهی برای توصیف motu به کاربرده می‌شود.
در مواجهه اول، بسیار شگفت آور به نظر می‌رسد که چطور بسیاری از جزایر حلقوی مرجانی، دیرینه هستند. در اقیانوس آرام، جایی که برخی از این اشکال ژئومورفولوژی دیرینه وجود دارند، زمان سنجی به عمل آمده حداقل سن الیگوسن را نشان می‌دهد. حتی بیش از یک شگفتی باشد وقتی که بشنوید که چگونه این ساختار بیولوژیکی ظاهری دست نخورده دارند حال آنکه طوفان‌های سهمگین دریایی، زمین لرزه‌ها و حتی آزمایش بمب‌های اتمی را تجربه کرده‌اند. از زمانی که دانسته‌ها درباره تاریخچه و روند پیدایش اینگونه جزایر افزایش پیدا کرده، آشکار شده است که جزایر مرجانی حلقوی حتی بدون تنش‌های بزرگ مقیاس به‌طور نگهانی فروریزش ویران کننده‌ای را تجربه می‌کنند. از این دسته جزیره مرجانی حلقوی Johnston در اقیانوس آرام مرکزی را می‌توان ذکر کرد که قبل از کشف آن توسط انسان با انهدام ذخایر بمب‌های شیمیایی آمریکا، در طی زمین لغزش‌های مکرر یال جنوبی آن از بین رفته است. از سوی دیگر، بخشی از جزیره مرجانی در Polynesia فرانسه درست درجایی که 98 آزمایش زیرزمینی بمب اتمی بین سالهای 1981 تا 1991 به انجام رسیده، مستقیماً در اثر این تنشها دچار نشست شده و نگرانی‌ها درباره پایداری باقیمانده این جزیره مرجانی افزایش یافته است. همچنین امکان نشت بقایای مواد رادیواکتیو از اتاق آزمایش بمب‌ها به درون دریا وجود دارد (Keating 1998).
 
منشأ جزایر مرجانی حلقوی (Atoll Origins)
تفسیر هدفمند درباره منشأ جزایر مرجانی حلقوی توسط چارلز داروین آغاز شد، شخصی که در سال 1835 با رسیدن به تاهیتی و صعود به قله Papeete و تماشای جزیره مجاور Mo’orea که با مرجان‌های سدی احاطه شده بودند، به این نکته پی برد که اگر آبسنگ محو شود فقط مرجان‌ها باقی مانده و سپس یک جزیره مرجانی حلقوی شکل می‌گیرد. لذا، حتی پیش از آنکه داروین یک جزیره مرجانی حلقوی را ببیند، داروین تئوری خودش را درباره توسعه جزیره مرجانی حلقوی ارائه کرد که در آن آبسنگ مرجانی در پاسخ به فرونشینی قاعده آن دارای رشد روبه بالا است (Darwin 1842). داروین با توجه به معلومات قبلی تشخیص داد که جزایر دیرینه آتشفشانی در اقیانوس‌های جهان به فرونشست تمایل دارند لیکن حاشیه‌های مرجانی آنها فقط زمانی زنده باقی می‌مانند که با روند مشابه فرونشینی، رو به بالا رشد کنند. از اینرو، جزایر مرجانی حلقوی (آبسنگ‌های حاشیه‌ای و آبسنگ‌های مرجانی) فقط دارای روکشی از مرجان‌های زنده با رشد رو به بالا در بالای سکو مجموعه مرجانی هستند که عمدتاً از بقایای اسکلتی مرجان‌های سازنده آبسنگ‌ها تشکیل شده‌اند.
برای داروین، مرادبهای جزایر مرجانی حلقوی در جاهایی که سنگ بستر آتشفشانی این جزایر قرار دارند توسط خرده‌های صدفی دفن شده‌اند که عموماً در حین طوفان‌های دریایی شسته می‌شوند. فرایندهای بیولوژیکی و سایش مکانیکی در ریزدانه شدن هرچه بیشتر رسوبات این مرداب‌ها نفش دارند.
آنچه داروین به آن توجه نداشت نوسان تراز دریا با دامنه 100 متر یا بیشتر بود که در طی میلیون‌ها سال گذشته روی داده است. اگرچه این مهم مدل اولیه وی را رد نمی‌کند (برعکس مدل وی تا کنون صحیح تلقی می‌شود)، تغییرات تراز دریا الزاماً باید در مدل‌های تشکیل و پیدایش این جزایر مرجانی منظور گردد. در خلال دوره‌های افت تراز دریا، جزایر مرجانی حلقوی به جزایر با درصدآهک بالا همانند آنچه در جزیره Niue در اقیانوس مرکزی و دیگر مناطق شکل گرفته، تبدیل می‌شوند. سطوح این جزایر آهکی توسط فرسایش کارستیک تحلیل رفته و سپس با بالا آمدن مجدد تراز دریا، آبسنگ‌ها بار دیگر بر روی سطوح فرسایش یافته شروع به رشد می‌کنند (Purdy 1974)
پرداختن هرچه دقیق‌تر به آنچه با رشد مجدد آبسنگ‌ها بر روی سطوح فرسایش یافته در خلال دوره‌های بعد از یخچالی روی داده بسیار ارزشمند است. در مکان‌هایی که شرایط اقیانوس شناسی و دیگر پارامترها بسیار مساعد بوده است، رشد روبه بالای آبسنگ‌های مرجانی همزمان با بالا آمدن تراز دریا حفظ شده است. از اینرو در بیشتر مناطق، به نظر می‌رسد که صعود رو به بالای مرجانها در جاهایی که تراز دریا به سرعت رخ داده نتوانسته همزمان باشد و لذا با گذشت زمان سطح آبسنگ بالاخره سطح دریا رسیده است.
در پاره‌ای از موارد، رشد رو به بالا به قدری آرام است که قادر نیست به سطح آب دریا برسد و در نتیجه مرجانهای حلقوی مغروق را شکل داده‌اند (Neumann and MacIntyre 1985). وجود مرجانهای مغروق در بسیاری از مناطق اقیانوس‌های آرام و هند می‌تواند حاصل جاماندن آبسنگ‌ها در شرایط رقابت نابرابر با بالا آمدن آب دریا در هولوسن و نیز به دلیل عرض جغرافیایی آنها باشد. این آبسنگ‌ها خود معرف شرایطی برای تولید کربنات کلسیم (Grigg 1982) و دیگر شرایط (Flood 2001) به شمار میروند.
 
اشکال جزایر مرجانی حلقوی (Atoll forms)
به نظر می‌رسد به احتمال قوی شکل هوایی و ظاهر برون‌زد هر جزیره مرجانی حلقوی نشان‌دهنده شکل سنگ بستر جزیره‌ای که مرجان‌ها بر روی آن استقرار یافته‌اند (Purdy 1974). اما در بین مبانی عمومی موضوع، تنوع قابل ملاحظه‌ای از اشکال جزیره مرجانی حلقوی وجود دارد که به سهولت قابل تشریح نیستند.
همانند آبسنگ‌های سدی، آبسنگ‌های حلقوی تمایل دارند که پهن و عریض شده و در جهت بادگیر خود از نظر زیستی تنوع بیشتری داشته باشند. همچنین مکان‌هایی وجود دارد که جزیره مرجانی motu معمولاً فراون‌ترند. از اینرو این جزایر مرجانی در اقیانوس آرام مرکزی با باد شرقی و کمربند برآمده و برجسته شده تمایل دارند که آبسنگ‌های پهنی داشته باشند (پهن و پیوسته) و جزایر مرجانی motu در مقابل تمایل دارند در طول سواحل غربی شکل گیرند. در مقابل، جزیره مرجانی Diego Garcia در اقیانوس هند مرکزی که جهت رشد و توسعه غربی را حداقل در شش ماه از سال تجربه می‌کند، دارای یک آبسنگ نا متقارن با یک جزیره motu پیوسته است. بر روی برخی جزایر حلقوی، به ویژه آنهایی که دارای مرداب‌های کاملاً بسته هستند، motu به سمت مرداب‌ها توسعه می‌یابند و شروع به پر کردن مرداب‌ها می‌کنند. از جمله جزایری که به این طریق شکل گرفته‌اند را در منطقه Tuvalu ، می‌توان به Nanumaga اشاره کرد که فقط دارای تالاب‌ها و فرورفتگی‌های کم در مرکزشان هستند.
 
انسانها و جزایر مرجانی حلقوی (Humans and atolls)
پر واضح است که بیشتر جزایر مرجانی حلقوی فقط به دنبال افت تراز دریا در هولوسن پسین قابل سکونت شدند که در طی آن سطوح آبسنگ‌ها از آب خارج شدند. سپس این جزایر کانونی برای تجمع رسوبات زهکش شده از دامنه آبسنگ‌ها شدند که در اثر برخورد امواج بلند به آنها، فرسایش یافته بودند و در نهایت motu ها شکل گرفتند. از اینرو وجود جزایر مرجانی motu شاهدی برای پیدایش تراز آب دریا بالاتر از تراز کنونی در اواسط هولوسن، حدود 4000 سال پیش است (Nunn 1994). انسانها از آن زمان به طور پیوسته بیشتر جزایر مرجانی حلقوی را اشغال کرده‌اند لیکن امروزه تنش‌های وارده به این جزایر از منشأهای مختلف سرچشمه می‌گیرند. نه تنها بقای این جزایر با افزایش جمعیت دشوارتر شده است، تقاضا برای منابع طبیعی کم پشتوانه هرچه بیشتر پیچیده‌تر شده است. از اینرو امروزه ساختار جزایر مرجانی حلقوی بر اثر بالا آمدن تراز دریا تهدید شده است. با لا آمدن تراز دریا در خلال قرن بیستم باعث فرسایش کرانه‌ای جزایر مرجانی حلقوی شده؛ اگر چه مشکل به نظر می‌رسد بتوان رابطه مستقیمی بین این فرایندها برقرار نمود. این دشواری به دلیل درک نادرست تحرک رسوبات مردابی و به دلیل ساخت سازه‌های ساحلی و دریایی برای اتصال motu به خشکی است. در این خصوص، اثرات ایجاد یا بزرگ‌تر نمودن راه‌های دسترسی برای عبور وسائل نقلیه بزرگتر برای ورود به مردابها مشکلات متعددی را برای توده‌های آبسنگی و مرجانی ایجاد کرده است (Nunn 1994).
یک درک فراگیر از تصور بالا آمدن تراز دریا در قرن بیست و یکم وجود دارد که به واسطه آن تخریب همه جانبه‌ جزایر مرجانی حلقوی را در پی خواهد داشت و در بیشتر این جزایر، سکنه به دلائل زیست محیطی مجبور به ترک آن خواهند شد. دلائل مشخصی برای نگرانی وجود دارد؛ یکی از بهترین مطالعات ژئومورفولوژیکی سالهای اخیر (Dickinson 1999) نشان داد که دریا در حال حاضر سنگ بستر سخت شده جزیره مرجانی Funafuti در Tuvalu را مورد تهاجم قرار داده است. از اینرو بزودی فرسایش دریایی این تراز را نیز پشت سر گذاشته و پوشش رسوبی سخت نشده سطحی motu را فرسایش داده و منجر به حذف سریع آنها خواهد شد.
References
Darwin, C.R. (1842) Structure and Distribution of Coral Reefs, London: Smith, Elder.
Dickinson, W.R. (1999) Holocene sea-level record on Funafuti and potential impact of global warming on central Pacific atolls, Quaternary Research 51, 124–132.
Flood, P.G. (2001) The ‘Darwin Point’ of Pacific Ocean atolls and guyots: a reappraisal, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 175, 147–152.
Grigg, R.W. (1982) Darwin Point: a threshold for atoll formation, Coral Reefs 1, 29–34.
Keating, B.H. (1998) Nuclear testing in the Pacific from a geologic perspective, in J.P. Terry (ed.) Climate and Environmental Change in the Pacific, 113–144, Suva: SSED, The University of the South Pacific.
Neumann, A.C. and MacIntyre, I. (1985) Reef response to sea-level rise: keep-up, catch-up or give-up, in Proceedings of the 5th International Coral Reef Congress 3, 105–110.
Nunn, P.D. (1994) Oceanic Islands, Oxford: Blackwell.
Purdy, E.G. (1974) Reef configuration: cause and effect, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication 18, 9–76.
PATRICK D. NUNN                                (مترجم: محمدرضا غریب رضا)  
 
 
AVALANCHE BOULDER TONGUE - زبانه بهمن سنگی
زبانه بهمن سنگی بقایای حجیم و بزرگی هستند که در نتیجه ریزش پی در پی و مدام بهمن از کوه بوجود می آیند (رجوع شود به بخش بهمن، برف) این بقایا به دو شکل اصلی شناسایی شده‌اند (Rapp 1959). بخشی از آوار بهمن که از مسیر اصلی منحرف می‌شود، در محل توقف بهمن و در امتداد آن، پوشش های پراکنده ای از بقایای خود ایجاد می کند. سطح بسیاری از صخره ها، سنگ های بزرگ و نیز گیاهان به علت وجود پوششی از برف و یخ با سنگ های کوچک تر پوشیده می‌شود؛ با آب شدن پوشش برفی، این سنگها از سطحی که به آن چسبیده اند، جدا شده و سقوط میکنند. این نواحی چنانچه شیبی تا 8  درجه داشته باشند ممکن است تا چند صد متر در عرض کوه و به سوی پایکوه امتداد یابند. در زیستگاه های پیرامون قطب شمال نیز می توان چنین دامنه هایی با زاویه ی کم دید که البته نتیجه جریان برفاب ها در آن نواحی است.
زمانی که بهمن از روی توده های واریزه ای سست دامنه ها عبور می کند (برای مثال دامنه های شنی، پایین تر از قسمت های سنگی و مستحکم کوه)، این انباشت های واریزه ای را از سطح دامنه ها میساید؛ با پراکنده شدن دوباره ی آنها در سراشیبی کوه، توده بلندی از بقایای بهمن تشکیل می‌شود که امتداد و گسترش آن بر مبنای رسوبات اصلی می باشد. این توده های تپه ای شکل فرورفتگی مشخصی دارند و غالباً در ظاهر نامتقارن هستند؛ در سطح بالایی صیقلی و شیب دار، در قسمت جلو قوس دار و در دو طرف دارای دامنه هایی با شیب تند می باشند.
Reference
Rapp, A. (1959) Avalanche boulder tongues in
Lappland, Geografiska Annaler 41, 34–48.
Further reading
Luckman, B.H. (1978) Geomorphic  work  of snow avalanches In  the  Canadian Rockies, Arctic and Alpine Research 10, 261–276.
SEE ALSO: hillslope, form; hillslope, process; mass movement; slushflow
 
BRIAN LUCKMAN        مترجم: سیروس  فخری))
 
 
 


         
 
دفعات مشاهده: 148 بار   |   دفعات چاپ: 13 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.084 seconds with 885 queries by yektaweb 3506