[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 Bedrock Channel تا Braided River ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 

BEDROCK CHANNEL  -آبراهه سنگی
آبراهه های سنگی، کانال هایی هستند که کناره و بسترآنها بدون هیچ پوششی در معرض عوامل طبیعی قرار می گیرند. به طور دقیق تر این کانال ها حتی  در جریانهای سطحی فاقد پوشش نهشته های رسوبی هستند. اگرچه ممکن است دارای پوشش نازک و منقطعی از مواد رسوبی باشند. اما نهشته های رسوبی گذرا ممکن است است باعث به وجود آمدن خاکریزهای رسوبی موقتی شوند (رجوع نمائید به SEDIMENT ROUTING; SEDIMENT WAVE). آبراهه های سنگی تنها در بریدگی هایی تشکیل می شوندکه در دراز مدت ظرفیت جابجایی رسوب در آنها  بیش از امکان ذخیره رسوبی باشد. بر خلاف تعاریف سنتی آبراهه های سنگی به خودی خود شکل می گیرند. بستر و سواحل آنها از رسوبات قابل جابجایی تشکیل نمی شوند اما فرسایش پذیرند. جریان، سیلان رسوبی و موقعیت های سطح اساس ( رجوع شود به base-level) منجر به ترکیبات خود انطباقی شیب پهنا و ژئومورفولوژی بستر کانال می شود. آبراهه های سنگی از اهمیت بسزایی برخوردارند: زیرا:
 1. موجب بوجود آمدن ساختار برجستگی رشته کوه های فاقد یخ گیری می شوند.
 2 . اهرم های کنترل میزان شکاف آن ها به طور عمده نشان دهنده روابط بین آب و هوا، سنگ شناسی، زمین ساختی و توپوگرافی است.  
لذا از آنجا که میزان شکاف رود تعیین کننده وضعیت مرزی و فرسایش شیب دامنه است، میزان و شکل برهنه سازی منطقه ای توسط شبکه آبراهه های سنگی تعیین می شود (رجوع نمائیدبه اتصال شیب دامنه- کانال). در نهایت، آبراهه های سنگی علائم سطح اساس را منتقل می کنند.(زمین ساختی/بالا و پایین رفتن سطح آب(رجوع نمائیدبه جزر و مد) و آب و هوا تحت تاثیر محیط طبیعی دستخوش تغییر می شوند و از آن رو مدت زمان پاسخ به اختلال را مشخص می کنند.
نیمرخ های طولی آبراهه های سنگی معمولا مشابه با کانال های رسوبی به شکل مقعر یکنواخت هستند(رجوع شود به نمیرخ طولی، رودخانه).این نیمرخ ها به خوبی توسط قانون فلینت[1] که درآن خیزکانال های محلی (S) را به ناحیه زهکشی فراز آب(A)مرتبط می کند توصیف شده است:
(1)
که در آن Ks شاخص شیب تند و  شاخص فرورفتگی است. مشخص است که شاخص شیب تند تابع بالا آمدگی سنگ، سنگ شناسی و آب و هواست (رجوع نمائیدبه درجه، مفهوم). شاخصی فرورفتگی معمولا در حدود 4/. تا 6/. است و ظاهرا نسبت به تفاوت ها در میزان بالا آمدن سنگ شناسی و آب هوا جایی که در دامنه زهکشی یکسان هستند از خود واکنش نشان نمی دهند. اما  معمولا مکانی که تصفیه فرو دست رود از شدت زیادی برخورداراست یا جای که سنگ شناسی یا میزان بالا آمدگی به طور منظم در فرو دست رود متغییر هستند بیش از میزان معمول دستخوش تغییر می شوند.
پهنای سنگ بستر به گونه ای مشابه با آنچه در کانال های رسوبی مشاهده کردیم بر اساس ناحیه زهکشی تغییر می کند (رجوع نمائیدبه هندسه هیدرولیکی):
(2)
به نظر می رسد ژئومورفولوژی بستر به طور دینامیکی منطبق با وضعیت های هیدرولیکی و سیلان رسوب و در بخش های مستقیم رود که مشرف به سنگ لایه هستند از جمله سیستم های حوضچه پلکانی، لایه  مسطح و اشکال کانال داخلی شکافته شده باشد .نقاط تغییر تند شیب گسسته و اشکال فرسایشی نظیر شیار ها ، چالاب ها ، شیار های طولی و دیواره های ژرف دره موج دار عادی هستند.
مراحل فرسایش در آبراهه های سنگی شامل گونه ای فرسایش یخساری ابر سایش فرسودگی و هوا زدگی شیمیایی و فیزیکی و احتمالا ایجاد خلل و فرج می باشد (رجوع نمائید به خوردگی، یخبندان و هوازدگی-یخبندان). همه این مراحل در برگیرنده آستانه حیاتی هستند(رجوع نمائیدبه آستانه، زمین ریختی) و احتمالا سهم بسزایی از فرسایش به وسیله طوفان های وسیع انجام میگیرد. (رجوع نمائیدبه حرکت اولیه؛ مفهوم فراوانیبزرگی). نقش نسبی استخراج سد های درزه (فرسایش یخساری به همراه ابر سایش) و فرسایش فزاینده هنوز مورد بحث است اما به نظر می رسد بستگی به سنگ شناسی بستر و  شرایط جریان داشته باشد (رجوع نمائیدبه نیروی جرم) :همچنین سهم نسبی بار متحرک بستر و بستر معلق در سایش( ابرسایش و سایش فرسودگی) مورد بحث است اما اکثر محققین معتقد هستندکه سیلان رسوب نقش دوگانه ای را ایفا میکند: از یکسو زمینه فرسایش را فراهم میکند اما از طرف دیگر زمانی که فرسایش بستر بیش از حد زیاد باشد از آن محافظت میکند. ماهیت دقیق وابستگی میزان شکاف بر جریان رسوب و اندازه دانه و مکانیزم فرسایش یخساری، ابرسایش و فرسایش همگی نتایج دور از دسترس برای ارتباط بین آب و هوا ، علم زمین ساخت و توپوگرافی در بر دارند. احتمالا جریان آوار و سیل در فرسایش آبراهه های سنگی در نواحی کوهستانی نقش موثر دارند. اهمیت نسبی آن ها به خوبی روشن نیست اما ظاهرا به وضعیت چشم انداز و موقعیت علم زمین ساخت ، سنگ شناسی و آب و هوا بستگی دارند.
میزان شکاف آبراهه های سنگی بسیار متنوع است (mMa-1 تا cmyr-1) واساسا بستگی به موقعیت زمین ساخت و دیگر اهرم های کنترل افت سطح مبنا دارد.
زمانی هر دو این عوامل اندازه گیری می شودکه میزان فرسایش طولانی مدت رود با میزان بالا آمدگی  بلند ترین صخره یکسان باشد . بربنک[2] و دیگران (1996) میزان فرسایش را بر اساس دوره های رخنمون پیدایش کیهان تختان گودال پهن و طویل در طول رودخانه ایندوس[3] در شمال غربی پاکستان را تا mmy12 تخمین زده اند. (رجوع نمائیدبه تعیین تاریخ پیدایش کیهان: تختان، رودخانه). میزان تخریب کوتاه مدت در شدیدترین شرایط cmy-110 محاسبه شده اند.
میزان شکاف ها کاملا مرتبط با خیز کانال و ناحیه زهکشی هستند و معمولا به عنوان تنش برشی بستر شکل می گیرند.بارزترین مدل نیمه موفق برش آبراهه های سنگی تنش برشی یا مدل توان رودعبارت است از::
(3)
که در آن E نشانگر میزان برش عمودی (L/TA نشانگر منطقه زهکشی بادجریان(L2Sنشانگرخیزکانل، K ضریب ابعادی فرسایشT)/L1-2m) (رجوع نمائیدبه فرسایش پذیری)و  mوn مقدار ثابت مثبت هستند که بستگی به روند فرسایش، هیدرولیک کانال آبشناسی و حوضه آبریز دارد.گرچه این مدل ساده برای بررسی تاثیر متقابل بین فرسایش، توپوگرافی، آب و هوا و زمین ساخت به کار گرفته شده است.اماابهامات زیادی در ارتباط با کنترل های فیزیکی بر پارامتر های مدل  n ,m ,k وجود دارد.علاوه بر آن معادله (3) آستانه شکاف را نادیده می گیرد وبنابراین یک جنبه فیزیکی مهم را در نظر نمیگیرد.لذا بررسی های آزمایشگاهی و میدانی بیشتر جهت حل مشکلات اساسی ضروری به نظر می رسد.
 
References:
Burnank, D.W., Leland, j., Fielding, E., Anderson, R.S., Brozovic, N., Reid, M.R. and Duncan, C. (1996) Bedrock incision, rock uplift and threshold hillslopes in the northwestwern Himalayas, Nature 379, 505-510.
Further Reading:
Howard, A.D., Seidl, M.A. and Dietrich, W.E. (1994) Modeling fluvial erosion on regional to continental scales, Journal of Geophysical Research 99, 13,971-13,986.
Sklar, L.S. and Dietrich, W.E. (2001) Sediment and rock strength controls on river incision into bedrock, Geology 29, 1,0877-1,090.
Stock, J.D. and Montgomery, D.R. (1999) Geologic constraints on bedrock river incision using the stream power law, Journal of Geophysical Research 104, 4,983-4,993.
Tinkler, K. and Wohl, E.E. (eds) (1998) Rivers over Rock: Fluvial Processes in Bedrock Channels, Washington, D.C.: AGU Press.
Whipple, K.X., Hancock, G.S. and Anderson, R.S. (2000) River incision into bedrock: mechanics and relative efficacy of plucking, abrasion, and cavitation, Geological Society of America Bulletin 112, 490-503.
Whipple, K.X. and Tucker, G.E. (1999) Dynamics of the stream-power river incision model: implications for height limits of mountain ranges, landscape response timescales, and research needs, Journal of Geophysical Research 104, 17,661-17,674.
SEE ALSO: channel, alluvial; dynamic equilibrium; palaeoflood; tectonic geomorphology; valley
 
KELIN X. WHIPPLE (ترجمه: مرضیه موغلی)
 BEHEADED VALLEY - دره تقطیع شده
دره های رودخانه ای که در طول گسل فعال امتداد لغزش جاری هستند نسبت به حرکت طولی گسل طوری واکنش نشان می دهند که راسته رود پایینی آن ها که در پایین رود گسل  قرار دارند به طور افقی نسبت به راسته رود بالایی که در فراز رود گسل قرار دارند جابجا می شود. به این گونه پیوستگی دره از میان رفته و راسته رود پایین تر سر بریده می شود. ممکن است نهر ها در قسمت گسل منحرف شود و منطقه گسل را دنبال کنند تا به راسته رود جابجا شده، برگردند یا دره اصلی را ترک کنند و بدون منحرف شدن به مسیر خود ادامه دهند. در مورد اخیر قسمت بی سر شده تبدیل به دره خشک می شود. این ها معمولا چیزی بیش از دره باریک و کوچکی نیستند که توسط رود های کوچک پر شده و بی سر می شوند. برای رودخانه های بزرگتر جلگه های سیلابی به طور طبیعی آنقدر عریض هستند تا پیوستگی مکانی آن را حفظ کنند.
اگر بتوان تعریف روشنی از دره سربریده که در این زمینه بیان شد و شامل مجموعه آبرفتی می باشد که قدمت آن قابل تعیین باشد. میزان لغزش در طول گسل را زمانی می توان تعیین نمود که بتوان تعریف روشنی از دره سر بریده ارائه داد و این دره در بر گیرنده مجموعه آبرفتی با قدمتی قابل تعیین باشد.
 
Further reading
Keller, E.A., Bonkowski, M.S., Korsch, R.J., Shlemon, R.J. (1982) Tectonic geomorphology of the San Andreas fault zone in the southern Indio Hills, Coachella Valley, California, Geological Society of America Bulletin 93, 46-56.
SEE ALSO: seismotectonic geomorphology; tectonic geomorphology
PIOTR MIGON            (ترجمه: مرضیه موغلی)
BERGSCHRUND - شکاف یخساری
شکاف های یخچالی عمیق، عریض یا کششی که در قسمت سر دره یا چالگاه یخچال ها به وجود می آید  شکاف های یخساری نامیده می شود(رجوع نمائیدبه چالگاه یخچالی). شکاف های یخساری از این نظر که به جای آن که ما بین یخ و دیوار پشتی سیرک یخچالی سنگ بستر بوجود بیایند در یخ یخچالی شکل می گیرند، از فضای خالی بین توده یخ و سنگ های اطراف یک سیرک یخچال متمایز می شوند. :فضای خالی بین توده یخ و سنگ های اطراف یک سیرک یخچالی، یک یخچال به واسطه ترکیب فرساب یخچالی خاص با سطوح سنگی گرم همجوار و دور شدن یخ از دیواره سنگی به وجود می آید. هر دو نوع شکاف یخچالی موانع مستحکمی را برای کوهنوردی زمین های کوهستانی پوشیده از یخچال های طبیعی به وجود می آورند و بویژه در زمانی که پوشیده از برف هستند، خطر آفرینند.گرچه تحقیقیات بسیاری نشان داده اند که شکاف یخساری یک یخچال طبیعی یخ قاعده سرد و غیر متحرک یک یخچال در قسمت بالای آن را از سطح لغزنده و فعال پایین آن جدا می کنند. میر و کوهن [4](1994) نشان داده اند که هم در قست بالا و هم و هم پایین شکاف یخساری در یک یخچال طبیعی در کوه های بلند اتریش لایه یخی در حال لغزیدن بود بررسی های اولیه انجام شده شکاف یخساری نشان می دهد که آن محل فعالیت های چرخه شدید یخبندان ذوب بوده و بنابراین حفاری چالگاه ها در آن ها سخت و دشوار است. زمانی که این شکاف های یخساری بیشتر و با دقت بیشتری توسط و.ر.باتل[5] مورد بررسی قرار گرفت این فرضیه ها نقاط ضعف خود را نشان دادند. اساسا کف شکاف های یخساری جایی که به ندرت سنگ بستر مشاهده می شود نشانه هایی از چرخه های یخبندان ذوب دیده نمی شود. آنچه امروز پذیرفته شده آن است که موثرترین وضعیت ها جهت فعالیت یخبندان ذوب به جای آنکه در شکاف یخساری یک یخچال طبیعی باشد در فضای خالی بین توده یخ وسنگ های اطراف یک سیرک یخچالی یک یخچال طبیعی قرار دارد.(گاردنر،1987)[6]
References
Gardner, J.S. (1987) Evidence for headwall weathering zones, Boundary Glacier, Canadian Rocky Mountains, Journal of Glaciology 33, 60-67.
Mair, R. and Kuhn, M. (1994) Temperature and movement measurements at a bergschrund, Journal of Glaciology 40, 561-565.
Further reading
Battle, W.R.B. and Lewis, W.V. (1951) Temperature observations in bergschrunds and their relationship to cirque erosion, Journal of Geology 59, 537-545.
 Embleton, C. and King, C.A.M. (1975) Glacial Geomorphology, London: Edward Arnold.
Lewis, W.V. (ed.) (1960) Norwegian Cirque Glaciers, Royal Geographical Society Research Series No. 4.
Thompson, H.R. and Bonnlander, B.H. (1956) Temperature measurements at a cirque bergschrund in Baffin Island: some results of W.R.B. Battle’s work in 1953, Journal of Glaciology 2, 762-769.
 DAVID J.A. EVANS                                              (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
 BIOGEOMORPHOLOGY زیست ژئومورفولوژی
زیست- ژئومورفولوژی در بعضی موارد به عنوان اصطلاح عامی به کار می رود.که تمرکز آن بر روی پیوند بین بوم شناسی و ژئومورفولوژی زمین است. از آنجاکه زیست- ژئومورفولوژی زمین با ارتباط بین دو رشته سر و کار دارد ضرورتا متنوع  و میان رشته ای است و به سختی می توان تعریفی دقیق از آن ارائه نمود. مطالعات  زیست-  ژئومورفولوژی زمین دارای پیشینه طولانی است و با آنکه خود این اصطلاح در اواخر قرن نوزدهم وضع شده است.(ویلس،1990).[7] چندین محقق در قرن نوزده توجه خود را معطوف به روابط اجتماعات و مناظر طبیعی در مقیاسی وسیع نمودند. در میان پیشگامان قرن نوزدهم چارلز لییل[8] در سال 1835 به اهمیت تاثیر مواد ارگانیک در ایجاد تغییرات و اصلاحات جزیی در سطح زمین اشاره کرد و چارلز داروین نوشتن اثری کلاسیک در زمینه نقش کرم های خاکی در تاثیر بر خاک را بر عهده گرفت (داروین 1881). در طی سال های اخیر چندین مقاله در زمینه زیست-ژئومورفولوژی زمین چاپ شده است که تنوع وسیعی از تصاویر حوزه و سرشت تحقیقات زیست- ژئومورفولوژی زمین را گرد آوری کرده اند. (به طور مثال رجوع شود به وایلز1988،تورنز[9] 1990، هاپ و همکاران[10]1995،وایلزو نیلور[11]2002 (مقایسه های موجود در این مجلدات در بر گیرنده گستره کلی ارگانیسم: تاثیر متقابل ژئومورفولوژی بر محیط های ساحل رودخانه ای، دامنه ای و ساحل دریایی در محیط های اطراف از مناطق خشک کم آب گرفته تا مناطق استوایی پر آب می باشد.
همچنین در یادداشت ها اصطلاحات مشابه مورد استفاده قرار گرفته اند. از جمله ژئومورفولوژی جانوری یا روابط متقابل بین حیوانات و ژئومورفولوژی (باتلر[12] 1995)که تاثیر توپوگرافی بر اجتماعات گیاهی را مورد بررسی و کاوش قرار می دهد. علاوه بر آن، بوم شناسی زمین اصطلاح رایجی مخصوصا در یادداشت های اروپایی است که همچنین شامل نوشته ای است که به تراکنش بین اکولوژی و   ژئومورفولوژی می پردازد (اغلب در مقیاس وسیع)   ژئومورفولوژی درختی یا استفاده از حلقه درخت و شواهد به هم پیوسته برای بررسی روند   ژئومورفولوژی از تاثیر روند ژئومورفولوژی بر رشد درخت استفاده می کندتا ماهیت و زمانبندی این روند را واضح تر نماید.یک روش منظم جهت اتصال اکولوژی و ژئومورفولوژی از دیدگاهی نسبتا متفاوت.زیست ژئومورفولوژی زمین و دیگر اصطلاحات عام نشانگر گرایش یک جز در درون زمین و علوم محیطی جهت بررسی ارتباطات بین پروژه های زیستی و غیر زیستی (همان طور که توسط شکل گرفتن ژئو شیمی زیستی به عنوان زمینه مطالعه و رشد و توجه و علاقه به نظریه گایا[13] نشان داده شده است.)
سه مفهوم رایج در تحقیقات زیست ژئومورفولوژی تاثیرات ارگانیسم ها بر فرآیندهای زمین ریختی،  نقش پروسه های ارگانیک بر توسعه اشکال طبیعی زمین و تاثیر آن ها بر گسترش ناحیه بوم شناختی است.بررسی های زیادی درطی سالیان اخیردر رابطه با این مفاهیم انجام گرفته است.به عنوان مثال با در نظر گرفتن تاثیر ارگانیسم ها بر پروسه های زمین ریختی، تحقیقاتی بر روی نقش ایزوپودها و دیگر موجودات بر حرکت رسوبات در صحرای نگو[14] توسط یر[15] (1995)، نقش آبسنگ های سبیلاریا الولاتا[16] در ذخیره کردن شن های ساحلی بر روی ساحل ولش توسط نیلر[17] و ویلز[18] (2000) و نقش گیاهان در تاثیر بر فرسایش قطره بارانی در محیط های متورال[19] مدیترانه ای از بکت[20] و همکاران(2002) صورت گرفته است.مثال هایی از بررسی های انجام شده بر روی نقش پروسه های ارگانیک در گسترش شکل طبیعی زمین شامل مطالعات فیول[21] و همکاران (1996)می شود که در آن به بررسی نقش هوازدگی بیولوژیکی در به وجود آمدن شیار انحلال محلولی می پردازد و همچنین تحقیق ویتفورد[22]و کی[23] (1999) بر روی نقش آشفتگی زیستی پستانداران در به وجود آمدن ساختار های کومه های پایدار(که اغلب از آن ها به عنوان کومه های خاک یاد می شود.) مطالعات انجام شده بر تاثیر پروسه های زمین ریختی بر اکوسیستم ها توسط اکوژولیست ها و ژئومورفولوژیست هایی از قبیل اسکاتنا[24] و لوگو[25] (1995) و هیدن[26] و همکاران در جنگل های نیمه گرمسیری انجام شده اند.در مجموع تحقیقات انجام شده در این سه مفهوم اصلی زیست ژئومورفولوژی زمین تا به امروز تجربی، میدانی محور بودن آن ها و تمرکز آن ها بر گستره تعامل ها بوده است. رابطه های روشنی بین این سه مفهوم وجود دارد. به عنوان مثال نقب زدن پستانداران موجب به وجود آمدن کومه خاک ها می شود که به نوبه خود بر گیاهان تاثیر میگذارد.
ژئومورفولوژی و اکولوژی از نظر جزئیات و در زمینه های متفاوت بهم مرتبط اند و درک و اندازه گیری این حلقه های  ارتباطی متخصصان زمین ژئومورفولوژی را به شدت درگیر کرده است. با بررسی تاثیر اکولوژی بر زمین ژئومورفولوژی در می یابیم ارگانیسم ها می توانند تاثیرات غیر فعال و یا فعال بر روند زمین ژئومورفولوژی داشته باشند. برای مثال یک قشر نازک زیستی میکرو ارگانیکی موجب به وجود آمدن هوا زدگی شیمیایی بر لایه سنگی زیرین شود  (حلقه فعال ) در حالی که همچنین می تواند عمل روند های دیگر هوازدگی را به تاخیر اندازد (غیر فعال). معمولا از تاثیرات بیولوژیکی روند های ژئومورفولوژی با اصطلاحاتی نظیر زیست فرسایشی، زیست هوازدگی، زیست آشفتگی، زیست ساختاری، زیست حفاظتی یاد شود. (برای جزئیات بیشتر رجوع شود به نیلر[27] و همکاران(2002)).تلاش های زیادی در زمینه تحقیق در چگونگی تعریف این اصطلاحات و راه های گسترش بررسی و نشان دادن این روند ها با استفاده از اعداد صورت گرفته است. برای مثال، فرسایش زیستی سنگ های ساحلی توسط یک سری ارگانیسم های غیر متحرک و متحرک، اندازه  ابعاد دهلیزهای درون سنگ ها و محاسبه سن ارگانیسم هایی که آن ها را به وجود آورده اند و همچنین مطالعه کمیت آثار چرای آن ها از طریق بررسی محتوی مدفوع آن ها ضروری است. از طرف دیگر ژئومورفولوژی می تواند کنترل فعال یا غیر فعالی بر اکوسیستم ها داشته باشد. به طور مثال توپوگرافی اقلیم یک منطقه کوچک را تحت تاثیر خود قرار می دهد که به نوبه خود بر جمعیت گیاهی تاثیر گذار است  (تاثیر غیر فعال ژئومورفولوژی)، در حالی که فرآیند های ژئومورفولوژی نظیر جریان گل و شارش سنگ کنترل فعالی را بر گسترش گیاهی فراهم می کند.تکنیک های کلی زیادی جهت بررسی این تاثیرات توسعه یافته اند که معمولا در برگیرنده برداری و همبستگی می باشد.
 تمام فرآیندهای ژئومورفولوژی دارای این پتانسیل هستندکه تحت تاثیر فعالیت بیولوژیکی حتی در برخی محیط های کاملا متضاد مانند نتایج کار بر روی در گیر شدن باکتریایی زیریخساری در هوازدگی شیمیایی قرار گیرند (شارپ[28] و همکاران،1999). در حقیقت محققان معتقدند که هر چه محیط خشن تر باشد تعامل فرآیند های زیستی و ژئومورفولوژی همانند ارگانیسم هایی که از عناصر حیاتی موجود،لانه و آبی که از رسوبات و سنگ ها استخراج می شوند، نزدیکتر است.(ویلز 1995. تمام طیف اشکال حیاتی بیولوژیکی درگیر با تعامل های ژئومورفولوژی با حیوانات،گیاهان و تعداد بیشماری میکروارگانیسم هایی هستند که همه آن ها به عنوان فرایندهای ژئومورفولوژی تاثیرگذار شناخته شده اند به طور مثال معلوم شده استکه باکتری ها نقش مهمی در رسوب قشر سنگ و تراورتن در مناطق دارای چشمه های آب داغ دارند و به طور معمول ریشه های درختان موجب استحکام ساحل رودخانه می شود که گفته می شود سدهایی که توسط سگ های آبی بوجود می آیند تاثیر عمده ای بر روی بعضی شبکه های رودخانه ای دارند.به عنوان یک اصل کلی تاثیرات میکروارگانیسم ها و گیاهان بر ژئومورفولوژی نسبت به تاثیرات حیوانات که به صورت مکانی و موقتی و ناپیوسته روی می دهند گسترده تر و مهم تر است. تعامل های زیست ژئومورفولوژی از نظر مقیاس و پیچیدگی بسیار وسیع است: از تاثیر ارگانیسم واحد بر هوازدگی یک سنگ در مقیاس کوچک گرفته تا نقش اجتماعات جنگلی در تمام حوضه های آبگیر. یکی از چالش های آینده ژئومورفولوژی گسترش بیشتر مطالعات بر روی اکوسیستم های با مقیاس ماکرو است: که همان تعامل های سیستم زمین ریخت شناسی در طی صدها تا هزار ها سال در مقیاس زمانی است.
زیست- ژئومورفولوژی تنها یک مرداب علمی مرموزی نیست که با چند فرآیند غیر عادی سرو کار داشته باشد (گرچه مثال های قابل ملاحظه و عجیبی از بررسی های ژئومورفولوژی مثل اثر اسپلتستوسر[29] در سال 1985 که به نقش پاهای پنگونها در هوازدگی ماسه سنگها که از صخره ها بالا و پایین می روند می پردازد. (یودیتس کرستاتوس)[30] و دارای کاربردهای زیادی است. شناسایی زیست شناسی رایج: پیوندهای زمین ریختی میتواند به زمین شناسان در تغییر ساختار های رسوبی غیر عادی کمک کند. تشخیص تغییرات متمایز مشارکت های زیست زا در فرایندهای زمین ریختی بر روی زمین می تواند به دانشمندان در جستجوی نشانه های زندگی در گذشته در سیاره های دیگر نظیر مریخ کمک کند. در عمل مهندسی محیطی می تواند نقش حمایتی ارگانیسم ها را در بسیاری از محیط ها در به تاخیر انداختن فعالیت بعضی از فرایندهای زمین ریختی را کنترل نماید. به عنوان مثال، ثبات بخشیدن به تلماسه های ساحلی از طریق احیای یک پوشش گیاهی یک پروژه مهم زیست زمین ریختی است. در مقیاسی کوچکتر، درک پیوندهای بین قشرهای نازک زیستی و هوازدگی سطحی سنگ ها می تواند از طریق کاهش تهدید وخامت زیستی به حفظ میراث های فرهنگی کمک کند.
پیشرفت آینده زیست زمین ریختی بستگی به توانایی پاسخگویی آن به سوالات اساسی و توانایی آن جهت ارائه راه حل های عملی برای رفع مشکلات محیطی دارد. در بعضی مناطق مثل محیط های ساحلی، مطالعات زیست زمین ریختی در حال شکوفایی است و اطلاعات عمل بیشتری در زمینه نقش مکانیکی ریشه گیاهان، بررسی فرایندهای رودخانه ای بربذرهای موجود در ساحل رودخانه ها و نقش بیوشیمیایی پوشش گیاهی ساحلی را فراهم میکنند.  در مناطق دیگر مطالعات زیست زمین ریختی توجه کمتری به پیوندهای غیر عادی بین ارگانیسم های واحد و فرایند زمین ریختی دارد. جهت رونق بیشتر بررسی های زیست زمین ریختی نیاز به بکارگیری روش های تحقیقاتی و تکنیک های جدید برای بررسی پیوند های مختلف بین دنیاهای زیستی و زمین ریختی می باشد. بسیاری از این روش ها و تکنیک های جدید در عمل قابل اندازه گیری و کنترل نیستند. علاوه بر آن پسشرفت در تحقیقات زیستزمین ریختی  بایستی از مطالعات تجربی ساده و کوتاه مدت به سمت بررسی های بلندمدت تر و موقعیت هایی در مقیاس وسیع تر باشد. برای نیل به این هدف نمونه سازی عددیمی تواند راهی به سمت جلو ارئه دهد.همچنین مطالعات زیست زمین ریختی بایستی در برگیرنده تاثیر متقابل و دوسویه فرایندهای زمین ریختی و زیستی باشد بجای آنکه صرفا بر روی تاثیر ارگانیسم ها بر فرایند های زمین ریختی یا تاثیر زمین ریختی بر گسترش اکوسیستم ها تمرکز نمایند.نهایتاً، مطالعات زیست ژئومورفولوژی بایستی ادامه یابند و با در نظر گرفتن پیوندهای بین تعداد زیادی از فرایندهای ارگانیک و غیر ارگانیک در گستره وسیع محیط اطراف در سیستم های سطح زمین نقش ارتباطی حیاتی آن ها گسترش یابد.عبارت زیست ژئومورفولوژی بسیار کم اهمیت تر از عوارض علمی زمین است که آن را توصیف می کند و در واقع تنها بخشی از مرز پر بار و پویای بین دنیاهای غیر ارگانیک و ارگانیک است.
 
References
Bochet, E., Poesen, J. and Rubio, J.L. (2002) Influence of plant morphology on splash erosion in a Mediterranean matorral, Zeitschrift für Geomorphologie   46, 223-243.
Butler, D.R. (1995) Zoogeomorphology: Animals as Geomorphic Agents, Cambridge: Cambridge University Press.
Darwin, C. (1881) Vegetable Mould and Earthworms, London: John Murray.
Fiol, L. Fornos, J.J. and Gines, A. (1996) Effects of biokarstic processes on the evolution of solutional rillenkarren in limestone rocks, Earth Surface Processes and Landforms 21, 447-452.
Hayden, B.P., Santos, M.C.F.V., Shao, G. and Kochel, R.C. (1995) Gepmorphological controls on coastal vegetation at the Virginia Coast Reserve, Geomorphology 13, 283-300.
Howard, J.A. and Mitchell, C.W. (1985) Phytogeomorphology,New York: Willey.
Hupp, C.R., Osterkamp, W.R. and Howard, A.D. (eds) (1995) Biogeomorphology, terrestrial and freshwater systems, Geomorphology Special Issue 13, 1-347.
Lyell, C. (1835) Principles of Geology, 4th edition, London: John Murray.
Neylor, L.A. and Viles, H.A. (2000) A temperate reef builder: an evaluation of the growth, morphology and composition of Sabellaria alveolata (L.) colonies on carbonate platforms in South Wales, in E. Insalaco, P.W. Skelton and T.J. Lamer (eds) Carbonate Platform Systems: Components and Interactions, Geological Society Special Publication No. 178, 9-19.  
Naylor, L.A., Viles, H.A. and Carter, N.E.A. (2002) Biogeomorphology revisited: looking towards the future, Geomorphology 47, 3-14.
Scatena, F.N. and Lugo, A.E. (1995) Geomorphology, disturbance, and the soil and vegetation of two sub-tropical steepland watersheds of Puerto Rico, Geomorphology 13, 199-213.
Sharp, M., Parkers, J., Cragg, B., Fairchild, I.J., Lamb, H. and Tranter, M. (1999) Widespead bacterial populations at glacier beds and their relationship to rick weathering and carbon cycling, Geology 27, 107-110.
Splettstoesser, J.F. (1985) Note on rock striations caused by penguin feeet, Falkland Islands, Arctic and Alpine Research 17, 107-111.
Thornes, J.B. (ed.) (1990) Vegetation and Erosion: Processes and Environments, Chichester: Wiley.
Viles, H.D. (ed.) (1988)  Biogeomorphology, Oxford: Blackwell.
_____ (1990) ‘The agency of organic beings’: A selective review of recent work in biogeomorphology, in J.B. Thornes (ed.) Vegatation and Erosion, 5-24, Chichester: Wiley.
_____ (1995) Ecological perspectives on rock surface weathering: towards a conceptual model, Geomorphology 13, 21-35.
Viles, H.A. and Naylor, L.A. (2002) Biogeomorphology Special Issue. Geomorphology 47, 1, 1-94.
Whitford, W.G. and Kay, F.R. (1999) Biopedturbation by mammals in deserts: a review, Journal of Arid Environments 41, 203-230.
Yair, A. (1995) Short-and long-term effects of bioturbation on soil erosion, water resources and soil development in an arid environment, Geomorphology 13, 87-100.
 HEATHER A. VILES                    (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BIOKARST -کارست زیستی
کارست زیستی به اشکال زمین کارست اطلاق می شود که توسط فرایند های بیولوژیکی به وجود آمده یا تا اندازه ای تحت تاثیر آن ها شکل گرفته است. به نوبه خود فرایند فعال در چنین اشکال زمینی را اغلب زیست کارستی می نامند. ویژگی های کارست زیستی می تواند فرسایشی یا نهشتی باشد یا در بردارنده ترکیبی از هر دو فرایند باشد و به طور رایج در سطوح سنگ آهک رخنمون شده و در گستره ای از موقعیت های محیطی یافت میشود. در سال 1965 جونز[31]در مقاله اولیه خود بسیاری از ویژگی های رسوبی پیدا شده در سنگفرش های سنگ آهک را حداقل تا حدی از منشا کارست زیستی می داند. برخی از رسوبات متخلخل کربنات کلسیم که اطراف چشمه ها جمع می شوند و تراورتن ها به میزان وسیعی تحت تاثیر فرایندهای بیولوژیکی هستند و بنابراین می توانند کارست زیستی شناخته شوند، همان طور که برخی از غارهای نهشتی که به طور ارگانیک تحت تاثیر قرار گرفته اند این گونه هستند. بیشتر اشکال زمین که به عنوان کارست زیستی شناخته شده اند کاملا کوچک هستند(حداکثر در ابعاد ده متری) اما از آنجایی که ارگانیسم ها تاثیر مهمی بر درجه اسیدی خاک و سطح co2 دارند که به نوبه خود رشد کارست را تحت کنترل خود دارند.عنصر کارست زیستی غیر مستقیمی وجود دارد که بر بیشتر اشکال زمینی کارستی تاثیر گذار است.
اصطلاحات مشابهی که در یادداشت ها و آثار نوشته شده آمده است شامل کارست گیاهی که به صورت محدود تر از آن ها به عنوان اشکال زمینی کارستی که توسط کنش های گیاهی و کارست جانوری که دلالت بر ویژگی هایی دارد که توسط کنش های حیوانی بوجود می آید، یاد می شود. کارست گیاهی و جانوری هر دو در درون کارست زیستی قرار دارند که می توانند توسط کنش های جانوری، گیاهی و یا میکرو ارگانیسم ها (و معمولا در بر گیرنده ترکیبی از ارگانیسم هاست) بوجود آیند. جزیره گراند کیمن [32]یک شکل زمینی کارست گیاهی کلاسیک در هل[33] است که در سال 1973توسط فالک[34] و همکاران توصیف شد. در این منطقه یک سری ستون های آهکی در محیطی باتلاقی و کم ارتفاع سیاه شده و شکافته شده با طرح های دیوار های اسفنجی غارهای آهکی نامنظم وجود دارند که فالک و همکاران آن ها را به کنش جلبک های سبز آبی نسبت داده اند. یک نمونه رایج تعریف شده، از کارست گیاهی ستون های فرسایشی نورگرای یافت شده در منطقه روشن بسیاری از مدخل های غار هستند. (همان طورکه به عنوان مثال توسط بال[35] و لورتی[36] در سال 1982 در مولو[37] و برنو[38] گزارش شد و در بعضی موارد به آن کارن نوری گفته می شود). دیگر مشخصات کارست گیاهی سوراخ های ریشه ای است که در سطوح سنگ های آهکی زیادی به وجود آمده است.مشخصه های کارست جانوری نسبتا محدود و منطقه ای هستند اما شامل برجستگی فرسایشی در مقیاس کوچک هستند که توسط ادرار والابی های (حیواناتی شبیه کانگرو های کوچک) کوهی در مناطقی از استرالیا و شیار های تولید شده توسط لاک پشت های غول پیکر (ْGeochelone gigantean) در آلدابرآتول[39] واقع در اقیانوس هند می شود،ایجادشده اند. تا کنون مهمترین دسته ارگانیسم هایی که که در فرآیندهای کارست زیستی نقش دارند. میکروارگانیسم ها و گیاهان کوتاه تر هستند که در اجتماعات قشر نازک زیستی ترکیبی سطوح آهکی نازکی را در سطحی گسترده در منطقه وسیعی را می پوشانند. این قشرهای نازک زیستی در تراکنش های ژئوشیمی نقش فعال و غیر فعالی را بر عهده دارند و به حل شدن و رسوب مجدد کلیست ها کمک می کنند.
به دنبال تحقیقات بسیاری که از اشکال زمینی کارست چینی عظیم نشات گرفته شده است.کارست زیستی از بسیاری از مناطق کارستی به ثبت رسیده است. در جایی که فرسایش زیستی توسط گروهی از ارگانیسم ها کارست زیستی ساحلی پیچیده ای بوجود آورده اند برجستگی فرسایشی چشمگیر که تحت تاثیر بیولوژیکی قرار گرفته اند نیز یافت می شودگرچه دانشمندان کارست اغلب به سرعت متوجه ویژگی های کارست زیستی می شوند یافتن پیوندهای فرایند شکل قانع کننده جهت تشخیص ماهیت دقیق و اهمیت تاثیرات بیولوژیکی مشکل به نظر می رسد.علت اصلی این مشکل ماهیت چند عاملی توسعه کارست است که گشودن تراکنش فرایندهای درون پیوندی و اشکال برجسته را ناممکن می سازد. با کمک تحقیقات تجربی پیشرفت هایی حاصل شده است برای مثال کارهای انجام شده توسط فیول[40]و همکاران در سال 1996 در مورد تاثیر سطح سنگی اجتماعات میکروارگانیسمی بر توسعه شیار انحلالی و کارهای موزر[41] و اسمیت[42] در مورد نقش هوازدگی فیزیکی توسط گلسنگ ها در تکامل کفه انحلالی.
ماهیت بسیاری از مختصات کارست زیستی در مقیاس کوچک و مشکلات ارتباط قطعی سرچشمه آن ها به فرایندهای بیولوژیکی خاص گروهی از دانشمندان کارستی را در مورد اهمیت آن ها چه در توسعه اشکال زمینی کارستی و چه در اشکال زمینی تشخیص به شک انداخته است.مهمترین هدف برای کار در آینده رسیدن به توضیح کلی تر نقش گروهی از ارگانیسم ها و فرایندهای بیولوژیکی در توسعه کلی منظره کارستی است و نه نگرانی در مورد اینکه هر یک از اشکال زمین می تواند کارست زیستی در نظر گرفته شود.
 
References
Bull, P.A. and Laverty, M. (1982) Observations on phytokarst, Zeitschrift für Geomorphologie 26, 437-457.
Fiol, L., Fornos, J.J. and Gines, A. (1996) Effects of bio karstic processes on the development of solutional rillenkarren in limestone rocks, Earth Surface Processes and Landforms 21, 447-452.
Folk, R.L., Roberts, H.H. and Moore, C.H. (1973) Black phytokarst from Hell, Cayman Islands, British West Indies, Bulletin, Geological Society of America 84, 2,351-2,360.
Jones, R.J. (1965) Aspects of the biological weathering of limestone pavements, Proceedings, Geologists’ Association 76,421-433.
Moses, C.A. and Smith, B.J. (1993) A note on the role of Collema auriforma in solution basin development on a Carboniferous limestone substrate, Earth Surface Processes and Landforms 18,363-368.
 
Further reading
Viles, H.A. (1984) Biokarst: review and prospect, Progress in Physical Geography 8, 523-542.
Viles, H.A. (1988)Organisms and karst geomorphology, in H.A. Viles (ed.) Biogeomorphology, 319-350, Oxford: Blackwell.
   HEATHER A. VILES (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BLIND VALLEY - کور دره
کوردره، دره ای است که توسط فرایندهای رودخانه ای که در برابر خیز پرشیب وبعضاً تندی در پایین آن نهری که دره را تراشیده در زیر زمین ناپدید شده و وارد سیستم غاری شود شکل می گیرد. فراز آبها معمولا بر روی سنگهای نسبتا مقاوم نظیر ماسه سنگها یا گرانیتها بوجود می آید و جریان نهر سطحی در زیر زمین محو می شود و در آنجا با سطح تماس همبری سنگ شناختی یک سنگ کارستی نظیر سنگ آهک برخورد می کند.هر چه نهر وسیع تر باشد پیش از اینکه در زیر زمین فرو رودبیشتر در کارست رخنه می کند و به این دلیل کور دره مرتبط با آن بلندتر می شود. در مراحل اولیه رشد کور دره ها دیواره فرو دست رود خیلی پرشیب یا مرتفع نیست بنابراین در صورتی که ظرفیت فرورفتن رود (سنگ چال، حفره بلعنده) در طی سیلاب افزایش پیدا می کند آب های اضافه در مسیر قبلی رود  که معمولا خشک و متروک استسرریز می شود. به این موارد دره های نیمه کور می گویند.شکاف  کوردره توسط میزان پایین آمدن سیستم غاری که در آن زهکشی می شود کنترل می گردد.این شکاف ممکن است مرحله به مرحله همراه با شکسته شدن سیستم غار به سطوح پایین تر افزایش پیدا کند.شکاف فراز رود را در کور دره پخش میکند و منتج به تحتانهای نهری می شود. از این روتحتانها معمولا در کوردرههایی یافت می شوندکه از شیب زمین کاسته شده تا به سطح نشست رودی قبلی در سطح نهایی بالاتر سنگچال جدید برسد. شکاف کوردره در طی بیش از 104 تا 105 سال می تواندبه دهها تا صدها متر برسد.
PAUL W. WILLIAMS
 
BLOCKFIELD AND BLOCKSTREAM - میدان بلوکی و جریان بلوکی
اصطلاح میدان بلوکی برای توصیف پوشش وسیع قلوه سنگ های درشت بر روی زمین تخت یا شیبدار ملایم که در سطح آب زیرزمینی آن ریز دانه ای وجود نداردبکارمی رود. اصطلاح آلمانی felsenmeer (دریای سنگی) در بعضی موارد برای توصیف پدیده مشابهی به کار می رود.میدان بلوکی سه نوع می باشد: میدان بلوکی اولیه که توسط هوازدگی سنگ بستر زیرین تشکیل می شوند؛شبه میدان های بلوکی که در آن سنگ هایی ساییده شده توسط هوازدگی سنگ بستر که با حرکت جرمی بر روی گرانیت های سنگ زیرین به فروشیب لغزیده اند فرود می آیند؛ و میدان بلوکی غیر بومی که به واسطه یخ زدگی سطح بالای سنگ های ستییده شده وشسته شدنرسوبات ریز از نهشت یخچالی به وجود می آید.جریان های رسوبی پوشش های واریزه های درشت هستند که توسط حرکت جرمی بر روی سطوح دره جمع آوری شده اند.
بیشتر میدان های بلوکی و جریان های بلوکی در مناطقی روی می دهند که در زمان حال یا گذشته در وضعیت پیرایخساری قرار داشته اند( رجوع شود به زمین ریخت نگاری پیرایخساری)، به ویژه در مناطق شمالگان و کوه های میان عرض جغرافیایی که در منطقه پیرایخساری خارج از محدوده لایه های یخی آخرین دوره پلیستوسن قرار گرفته اند. میدان های بلوکی به طور اخص در فلات های میان عرض یا عرض بالای جغرافیایی نظیر آنچه در کشورهای اسکاندنیا یا اسکاتلند دیده می شود گسترده شده است.
میدانهای بلوکی و جریانهای بلوکی در گستره وسیع انواع سنگ ها روی می دهنداما به طور ویژه در سنگ های آذرین که به خوبی متصل شده اندو سنگ های دگرگونی که دچار هوازدگی شده اندو توده زیادی سنگ های آب سودهو تنها میزان کمی رسوب ریز به وجود آورده اندبه چشم می خورند.بیشتر میدان های بلوکی سنگ های آب سوده ای تشکیل می دهندکه کمتر از 1 تا 2 اینچ طول دارند.در میدان های بلوکی اولیه وسیع ترین سنگ های آب سوده معمولا در سطوح به وجود می آیند و اندازه سنگ های آب سوده در اعماق کوچکتر می شوند. میدان های بلوکی و جریان های بلوکی معمولا در زیر لایه سطحی مشبک حاوی درزها یا قالب هایی هستند که توسط رسوبات نرم پر شده اند.(شن، گل و لای، و رس) و همچنین وجود مواد ارگانیک منفذی به ثبت رسیده است میدان های بلوکی فلات ها در حدود 5/0- 4/0 متر عمق دارنداما جریان های بلوکی از نهشته های سنگ آب سوده ای تشکیل می شوند که در عمق 10 متر یا بیشتر در کف دره جمع شده اند.
سنگ آب سوده های سطحی در میدان های بلوکی ممکن است زاویه ای و یا به طور معمول تر به واسطه متلاشی شدن دانه های مدوردر جایی که حرکت جرمی پایین شیب رخ داده باشند و سنگ آب سوده های بلند اغلب ترجیح میدهند در جهت فرو شیب و فلس فراشیب ظاهر شوند. زمین طرح دار ممکن است به شکل دایره های مرتب شده وسیع بر روی سطح زمین و نوارهای مرتب شده بر روی شیب ها وجود داشته باشند و در برخی موارد جریان های بلوکی ساختارهای کمانی که گواه بر حرکت توسط رسوب خاکسره رسوبات ریز زیرین است را حفظ می کنند.
ج.گ.اندرسون[43] در یک توجیه هوشمندانه در مورد جزایر فالکلند[44] در اوایل 1906 میلادی تشکیل شدن آن ها را مرتبط با هوازدگی یخبندانی (رجوع نمائیدبه یخبندان و هوازدگی یخبندانی) بستر سنگی زیرین، حرکت آهسته فرو شیب آوار هوا زده توسط توسط رسوب خاکسره ای و عدم تحرک خاک از رسوبی نرم (رجوع نمائیدبه انباشته خاک توسط هوازدگی یا شکسته شدن و حرکت خاک از یک نقطه به نقطه دیگر) دانست. بالا آمدگی سنگ آب سوده ها و مرتب شده یخبندانی همچنین جهت به وجود آمدن پالش سرازیر لایه سنگ آبسوده مشبک و شکل گیری زمین مرتب شده طرح دار ضروری به نظر می رسد.گرچه این مدل کلی به طور گسترده ای مورد پذیرش قرار گرفته است.بعضی از محققان این فرضیه را مطرح میکنند که میدان های بلوکی و جریان های بلوکی اولیه وشبه اولیه دارای منشا چند زادی هستند.به طور اخص این فرضیه مطرح شده است که بعضی از میدان های بلوکی فلاتی از جبه های سنیگوش میان یخساری یا عصر ترشیاری که دچار هوازدگی  شیمیایی شده اند.(رجوع نمائیدبه هوازدگی شیمیایی) و متعاقبا توسط عمل یخبندانی تعدیل شده اند تکامل می یابند.(به عنوان مثال نسج[45] 1989 ، رئا[46] و همکاران 1996،درج 2000). این دیدگاه بر اساس قرار گرفتن میدان های بلوکی بر روی سطح فرسایش ترشیاری است و وجود آن ها در شکاف نرم زیر سطح کانی های رسی نشان دهنده هوازدگی شیمیایی طولانی است. اما در بعضی از سنگ شناسی ها میدان های بلوکی از زمان آخرین ماکزیمم یخچالی (بالانتین[47] 1998) بر روی سنگ بسترهایی که توسط یخچال فرسوده شده اند به وجود آمده اند که این نشان دهنده شکل گیری آن ها به تنهائی طی 20000سال گذشته تحت وضعیت های پیرا یخساری است.همچنین برخی از میدان های بلوکی نشان دهنده دلیلی مبتی بر تغییر توسط یخ یخساریا مذاب یخچالی هستند(درج 2000).
گرچه شواهدی دال بر شکل گیری میدان بلوکی در محیط های یخبندان دائم شمالگان در طی هولوسن[48](درج 1993)وجود دارد، میدان های بلوکی و جریان های بلوکی آشکار باقی ماندند.سطوح سنگ آب سوده رخنمون شده توسط متلاشی شدن دانه ها در دراز مدت به صورت گرد و صاف در آمده اند و پوششی از خز و گلسنگ آن ها را در بر گرفته است.رابطه بین چنین میدان های بلوکی باقی مانده و لایه های یخی قبلی به طور جدی مورد بحث است.در برخی موارد نظیر غرب نروژو شمال غربی اسکاتلند محدوده های پایین تر میدان های بلوکی اولیه به طور منظم در طول خطوط جریانی قبلی فرود می آیند و خطوط حاشیه ای در نظر گرفته می شوند(رجوع نمائیدبه طور حاشیه ای، یخچالی)و نشان دهنده حداکثر گستره عمودی آخرین لایه های یخی در این مناطق است.(نسج[49] 1989 و دهل[50] 1990؛ بالانتین[51] و همکاران 1998)
با این وجود در جاهای دیگر دلیل متقاعد کننده ای در دست است که میدان های بلوکی تحت پوششی از بستر سرد یخبندان یخچالی که تا لایه زیرین منجمد شده بودآخرین حداکثر یخچالی را پشت سر گذاشتند و به این سبب دچار هیچ فرسایشی نشدندو یا فرسایش کمی داشتند(کلمن[52] و رگسترو1990[53]؛ درج[54] 2000). بنابراین نه تنها عصر تکامل میدان های بلوکی و جریان های بلوکی از منطقه ای به منطقه دیگر تفاوت دارد بلکه اهمیت آن ها در ارتباط با ابعاد لایه های یخی گذشته بستگی به رژیم گرمایی این توده های یخبندانی دارد.
 
 
References
Anderrson, J.G. (1906) Soliflution, a component of subaerial denudation, Journal of Geology 14, 91-112.
Ballantyne, C.K. (1998) Age and significance of mountain-top detritus, Permafrost and Periglacial Processes 9,327-345.
Ballantyne, C.K., McCarrol, D., Nesje, A., Dahl, S.O. and Stone, J.O. (1998) The last ice sheet in North-West Scotland: reconstruction and implications, Quaternary Science Reviews 17, 1,149-184.
Dredge, L.A. (1992) Breakup of limestone bedrock by frost shattering and chemical weathering, eastern Canadian arctic, Arctic and Alpine Research 24, 314-323.
_____ (2000) Age and origin of upland blockfields on the Melville Peninsula, Eastern Canadian Arctic, Geografiska Annaler 82A, 443-454.
Kleman, J. and Borgström, I. (1990) The boulderfields of Mt Fulfjället, west-central Sweden, Geografiska Annaler 72A, 63-78.
Nesje, A. (1989) The geographical and altitudinal distribution of block fields in southern Norway and its significance to the Pleistocene ice sheets, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband 72, 41-53.
Nesje, A. and Dahl, S.O. (1990) Autochthonous block fields in southern Norway: implications for the geometry, thickness and isostatic loading of the Late Weichselian Scandinavian ice sheet, Journal of Quaternary Science 5, 225-234.
Rea, B.A. Whalley, W.B., Rainey, M.M. and Gorden, J.E. (1996) Blockfields, old or new? Evidence and omplications from some plateaus in northern Norway, Geomorphology 15, 109-121.
 
Further reading
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
SEE ALSO: frost and frost weathering; frost heave; mechanical weathering; periglacial geomorphology
 COLIN K. BALLANTYNE        (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
 
BLOWHOLE - دیگچال ها
چشمه های افشانه ای در طول زمان طوفان و مد هنگامی که موج شکن ها در غار های تونل مانند که به سطح متصل هستند جریان می یابند از درون دیگچال ها خارج می شوند.  
بسیاری از دیگچالها در طول درزه(رجوع شود به درزه) یا گودال های تحت کنترل گسل توسعه میابند اما به طور اخص نمونه های خارق العاده دیگچالها از پیشروی دریایی تونل های کارستی و چاهک ها در مناطق چوشیده از سنگ های آهکی و مجراهای گدازه یا تونل های درون نواحی آتشفشان ناشی می شوند. دیگچالها هچنین بر روی صخره های مرجانی که جلبک هایی که خط مرجانی را پوشانده اند می توانند سیستم های برآمده ی دامنه ای و شیار در بر گیرنده و کانل هایی که در پشته های جلبکی جریان دارندرا به جوشش اندازند رایج هستند.
Further reading
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coast, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE                                                (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
 
BLUE HOLE - چاله کبود
چاله های کبود مانند یاقوت های کبود که در فیروزه کار گذاشته شده اند چاله های دایره شکل با دیواره های پرشیبی هستندکه در آبسنگ های مرجانی به وجود می آیند.
نمونه های کلاسیک از باماهاس [55](دیل[56] 1977) گرفته شده اند، اما نمونه های دیگربه خاطر بلیز[57]و سد بزرگ آبسنگی استرالیا (بکشال[58] و همکاران1979) مشهورشده اند.اگرچه این نظریه مطرح است که تاثیر آتشفشان خیزی و شهاب سنگ ها مکانیسم های شکل گیری چاله های کبود هستند.مقبول ترین نظریه آن است که آن ها توسط فرآیندهای کارستی شکل گرفته اند.به عبارت دیگر آن ها دولین یا چاه کم عمق طبیعی هستند) که در زمان هایی که سطوح دریای یخچالی در هنگامی که آبسنگ ها در معرض فرایندهای زیر هوایی هولوسن[59] زیر آب رفته بودند.
References
Backshall, D.G., Barnett, J. and Davies, P.J., (1979) Drowned dolines – the blue holes of the Pompey Reefs, Great Barrier Reef, BMR Journal of Australian Geology and Geophysics 4, 99-109.
Dill, R.F. (1997) The blue holes – geologically significant sink holes and caves off British Honduras and Andros, Bahama Islands,  Proceedings of the 3rd International Coral Reef Symposium,  Miami, 2, 238-242.
  A.S.GOUDIE              (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BLUE HOLE - دره بن بست
دره های بن بست برگرفته شده از کلمه اسپانیایی به معنی کیف زنانه +هستند و حفره هایی با زهکشی مرکز گرا هستند که توسط تپه ها و کوه ها احاطه شده اند.( تایت[60] 1905). در مرکز آن ها به طور طبیعی یک دق شور یا لایه سخت وجود دارد اما اگر ناحیه زیرین پست آن ها توسط یک حوضه رود موقت زهکشی شود ممکن است به آن دره نیمه بن بست (تولمن[61] 1909) بگویند،دره های بن بست خصوصیت زمین نیمه خشک حوضه و دامنه هستندو ممکن است شامل انواع اشکال زمین نظیر سنگفرش ها، پنجه های آبرفتی و دشت های آبرفتی شوند.
 
References
Tight, W.G. (1905) Bolson plains of the southwest, American Geologist 36,271-284.
Tolman, C.F. (1909) Erosion and deposition in the Southern Arizona bolson region, Journal of Geology 17, 136-163.
  A.S.GOUDIE             (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BORING ORGANISM - ارگانیسم حفار
برخی از اشکال حیات روشی را ابداع نموده اند تا بتوانند با سوراخ کردن اجسام متنوع برای خود حفاظ و سنگری بوجود آورند. چوب و سنگهای نرم بیشتر مورد استفاده این موجودات قرار می گیرند. از آن جایی که فعالیت آنها به صورت یک عامل فرسایشی مستقیم عمل می کند و همچنین باعث سست شدن سنگها می شود که این امر سنگها را در برابر عوامل دیگر آسیب پذیر تر می کند، توجه ژئومورفولوژیکی عمدتاً بر ارگانیسم های حفر کننده سنگها متمرکز شده است. ارگانیسم های حفر کننده خاک زی وجود دارند که عمدتاً جلبک ها و اجزاء سازنده قارچی گلسنگ هستند و توجه خاصی به حشرات چوب خوار دریایی مخصوصاً در منطقه میان کشندی جایی که این موجودات می توانند موجب شکل گیری شکاف زیرین بر روی سواحل سنگی شوند شده است. برخی مکانیسم های فرسایشی ظاهراً مکانیکی هستند اما به نظر می رسد که بسیاری از آنها شیمیایی باشند که سنگهایی که بیشتر قابلیت حل شدن را دارند را مورد حمله قرار می دهند. بنابراین قسمت عمده توجه به ارگانیسم های حفر کننده بواسطه حوزه شکل گیری بافت های سطحی و اشکال زمین در مقیاس کوچکتر در سنگ های آهکی رخنمون شده خاکی (ترودگیل[62] 1985، فصول 2، 3، 4، 8؛ ویلز[63] 1988) و ژئومورفولوژی سنگهای آهکی ساحلی، جایی که ویژگیهای خاصی نظیر شکافهای زیرزمینی تا ابعاد چند متر می توانند شکل گیرند (ترودگیل، 1985، فصول 9، 10) می باشد.
در تحقیقات انجام شده در مورد دگرگونی محیطی، وجود فسیل ارگانیسم های میان کشندی در بالا یا پایین سطح کنونی دریا شاهدی بر سطوح دریا در  گذشته است. این موضوع بویژه در مورد شکافهای زیرزمینی که بر روی زمین خشک مخصوصاً در بالای سطح فعلی دریا صادق است. در برخی موارد این شکافها ممکن است توسط فعالیت های رودخانه ای بوجود آمده باشند، اما در جایی که بر روی فسیل ها سوراخ شدگی هایی دیده می شود که توسط ارگانیسم های حفر کننده بوجود آمده اند نشان دهنده منشأ دریایی این شکافها هستند زیرا که تجمع ارگانیسم های حفر کننده در میان سنگهای سخت در مناطق پوشیده از آبهای تازه عادی است. این امر بویژه در زمانی صادق است که فسیل صدفهای دو کفه ای حفر کننده هنوز در محل وجود داشته باشند و گونه های آنها به عنوان ارگانیسم های دریایی قابل شناسایی و تأیید باشند. در بعضی موارد می توان صدف جانور دریایی را استخراج کرد و از آن برای تعیین قدمت استفاده کرد. و بنابراین اگر تسلسل خطوط ساحلی بالا آمده وجود داشته باشد به بازسازی دیرینه محیطی کمک زیادی می شود. رولند[64] و هاپکینز[65] (1971) متوجه شدند که جانوران نرم تن دو کفه ای حفر کننده ای به نام هیتالا آرتیکا[66] به طور گسترده ای در اقیانوس قطبی و اقیانوس آتلانتیک و همچنین در اقیانوس آرام از آلاسکا گرفته تا مکزیک یافت می شوند. آنها به پتانسیل استفاده از صدفهای فسیل در بازسازی دیرینه محیطی پی بردند.
 
جلبک حفر کننده (Boring algae)
جلبک حفر کننده را می توان در اولین سطوح میلیمتری بسیاری از سنگها مشاهده نمود و در حقیقت رنگ تیره تر سطوح سنگی که برای هر مدت از زمان رخنمون شده باشد معمولاً مربوط به این لایه جلبکی است. در اغلب موارد این جلبک ها به رنگ سبز آبی (باکتریای فیروزه ای) یافت می شوند. جلبک های مرتبط با سطوح سنگی را می توان برون سنگی دانست که در سطح سنگ زیست می کنند و یا آنها را درون سنگی دانست که در زیر آن رشد می کنند و با شکافهای عمیق سنگی که در فضاهای درون شکافی بین دانه ای سنگها وجود دارد متمایز است. از این رو تنها جلبکهای درون سنگی که سنگ دانه ها را سوراخ می کنند را می توان حفر کننده دانست. وجود جلبکهای درون سنگی در سنگهای آهکی موجب به وجود آمدن سطوح بسیار مشبک و حفره ای می شوند که به آن کارست گیاهی (ویلز[67] 1988) می گویند و سطوح سنگی اسفنجی بسیار تیز و در هم بافته را شکل می دهند. در مدخل غارها، کارست گیاهی جهت دار بوده و به سمت مرکز نور متمایل می شود.
جلبک ها به دنبال دسترسی به رطوبت درون سنگ هستند اما هنوز مجبور به انجام فتوسنتز هستند و از این رو آنها را می توان در لایه های زیرین و همسطح در اعماق جایی که رطوبت وجود دارد و نور می تواند به آنجا نفوذ کند یافت نمود. عمق مناسب عمق موازنه نور یا LCD نامیده می شود. دسترسی به رطوبت بویژه در محیط های خشک از اهمیت بسزایی برخوردار است و گرچه جلبک درون سنگی به طور گسترده ای بر روی سطوح سنگی زمین وجود دارند آنها را می توان در محیط های بسیار متنوع تر نظیر قطب جنوب (فریدمن[68] و اوکامپو[69] 1976) جایی که منابع غذایی اولیه مهم محسوب می شوند یافت.
آنها در محیط دریایی از قسمت میانی ساحل تا قسمت بالای آن بر دگرگونه ها برتری دارند، زیرا که آن سوی ساحل (درون خشکی) برای رشد آنها بیش از حد خشک و قسمت پایین ساحل (به سوی دریا) برای رشد ارگانیسم های دیگر به اندازه کافی مرطوب هستند. آنها غذای گونه های زیادی از جانوران نرم تن سوهان زننده را تأمین می کنند که خود با خوردن سنگها به همراه جلبکها در فرسایش سنگها نقش دارند. این جلبکها به درون سنگ نفوذ می کنند تا به عمق موازنه نور (LCD) مناسب برسند.
 
قارچها و گلسنگهای حفر کننده(Boring fungi and lichens)
در محیط های میان کشنده و خاکی، بخش های قارچی گلسنگها می تواند به درون سنگها (عمدتاً سنگهای کربنی) نفوذ کند. در هر دو مورد آنها از سستی سطوح کریستال کلیستی استفاده می کنند و می توانند چاله های بزرگتری بوجود آورند.
 
اسفنجهای حفر کننده (Boring sponges)
اسفنجهای حفر کننده که معمولاً از گونه کلیونا[70] هستند در برابر از دست دادن آب بافتهایشان کمتر از جلبکهای حفر کننده آسیب پذیرند و بنابراین پراکندگی آنها از قسمت میانی تا پایینی میان کشندی است. گسترش بافت اسفنجی که آمیبوسایت[71] کنده کاری کننده نامیده می شوند و می توانند با استفاده از ترشحات اسیدی شکافهای نیم دایره ای شکلی را به عرض تقریبی 80-60 با نفوذ در کلسیتها بوجود آورند. شکافهایی به شکل "سوراخهای کلیدی" کوچک به طول 1-5/0 میلیمتر با چشم غیر مسلح بر روی آنها قابل رؤیت است.
جانوران دو کفه ای و نرم تنان کشتی چسب حفر کننده (Boring bivalves and boring barnacles)
گونه هایی از نرم تنان دو کفه ای سوراخ کننده های لوله ای شکلی را بوجود می آورند که ممکن است تا چند سانتی متر در سنگهای کربنی نفوذ کند؛ آنها ممکن است به درون مرجانهای زنده، سنگریزه، رس، زغال سنگ نارس و چوب نیز نفوذ کنند. شواهدی دال بر ترشحات اشیدی در بسترهای کربنی وجود دارد اما آنها همچنین می توانند با استفاده از ابزار مکانیکی، ترکیب حرکات طولی و چرخشی که بستر رولند[72] و هاپکینز[73] (1971) متوجه شدند که جانوران نرم تن دو کفه ای حفر کننده ای به نام هیتالا آرتیکا[74] به طور گسترده ای در اقیانوس قطبی و اقیانوس آتلانتیک و همچنین در اقیانوس آرام از آلاسکا گرفته تا مکزیک یافت می شوند. آنها به پتانسیل استفاده از صدفهای فسیل در بازسازی دیرینه محیطی پی بردند. را می ساید و وارد کردن فشار مکرر با استفاده از انقباضهای شدید سطح بستر را حفاری کنند. در مناطق استوایی رایج ترین نرم تن دو کفه ای لیتوفاگا[75] و  رایج ترین نرم تن کشتی چسب لیتوتریا[76] است. در مناطق معتدل نرم تن دو کفه ای حفر کننده هیاتلا ارکتیکا[77] است که در نواحی پایین میان کشندی و پایین کشندی حفر کننده اصلی سنگهای آهکی است (ترودگیل[78] و کرابتری[79] 1987). علاوه بر آن کرمهای حفر کننده اسپونکیولید[80] و پولیچیت[81] وجود دارند که حفره های بسیار ریزتری نسبت به نرم تنان دو کفه ای یا نرم تنان کشتی چسب حفر کننده بوجود می آورند.
خارپوستهای حفر کننده (Boring echinoderms)
در میان کشندی پایین تر، پایین کشندی و در حوضچه های سنگی گونه هایی از خارپوستهای حفر کننده وجود دارند. نمونه رایج این خارپوستها در مناطق معتدل پاراسنتروتوس لیویدوس[82] (ترودگیل[83] و همکاران 1987) و در مناطق استوایی اچینومترالوکانتر[84] هستند. خارپوستهای پاراسنتروتوس لیویدوس چاله های نیم دایره شکلی به قطر چند سانتیمتر و خارپوستهای اچینومترالوکانتر موجب بوجود آمدن شیارهایی در سطح سنگ می شوند.
میزان خوردگی (Rates of boring)
در جایی که پسروی سطحی یا حفر شدگی منفرد یا به روش مکعبی (cm3a-1) جایی که خوردگی های پراکنده ای وجود دارد میزان فرسایش توسط ارگانیسم های حفر کننده را می توان به روش خطی (mma-1) محاسبه کرد. میزان منتشر شده فرسایش سنگهای آهکی توسط ارگانیسم های حفر کننده (اسپنسر[85]، 1988) از این قرار است:
خارپوست ها                           0.25-14.0cm3a-1
اسفنج ها                             0.1-1.4cm3a-1
هیاتلا                                 5-10 mma-1
لیتوفاگا                                   9-15 mma-1
لیتوتریا                                    8-9 mma-1
با در نظر گرفتن دامنه پسروی سطحی کلی از حدود 0.5 تا 4mma-1 که معمولاً.0 mma-1 می باشد می توان دریافت که ارگانیسم های حفر کننده، ارگانیسم های بسیار مهم فرسایشی هستند. در حقیقت حضور ارگانیسم های حفر کننده منجر به شکل گیری شکاف زیرین افقی یا برشی در خط ساحلی می شود که این امر نه تنها از طریق فعالیت مستقیم خود ارگانیسم ها بلکه همچنین از طریق کنده شدن سنگهایی که توسط فعالیت امواج به طور مکانیکی سست شده اند روی می دهد. حفر مکانیکی سنگهای سخت توسط ارگانیسم های صدف دار بزرگتر موجب بوجود آمدن کمیت های رسوب کربنات نرم مهم می شود.
 
ناحیه بندی ارگانیسم های حفر کننده (Zonation of boring organisms)
اگر فرض بر این باشد که رابطه علت و معلولی بین ناحیه بندی بیولوژیکی و ناحیه بندی مورفولوژیکی وجود داشته باشد (ترودگیل[86] 1987) ناحیه بندی ارگانیسم های میان کشندی برای ژئومورفولوژیست قابل توجه می باشد. در ابتدا تصور می شد که ناحیه بندی بیولوژیکی تنها پاسخی به توانایی به گونه های مختلف برای تحمل تکامل و از دست دادن آب بافتها می باشد. اما امروز، نظریه های پراکندگی میان کشندی کمتر از قبل جبر گرایی محیطی شده و در بر گیرنده مفاهیم رقابت و تنازع بین گونه ای است. از اینرو پراکندگی گونه ها می تواند به طور آشکار در هر ناحیه جزر و مد بر اساس حضور یا عدم حضور موجودات شکارچی و گونه های دیگر تغییر کند. این امر بیانگر آن است که در حالی که ممکن است ناحیه بندی کلی ارگانیسم های حفر کننده و در پی آن گونه های مورفولوژیکی که توسط آنها بوجود می آید وجود داشته باشد پراکندگی ارگانیسم های حفر کننده انفرادی در ارتباط با تنازع و رقابت و نه تنها ناحیه بندی جزر و مد در مناطق مختلف در معرض تغییر قرار دارد.
علاوه بر آن، خود متغیر شکل زمین ممکن است زیستگاه های بسیار کوچک مختلفی را بوجود آورد که پناهگاه ها و مکان هایی را فراهم می سازد که بیش از اندازه رخنمون شده اند که خود منتهی به متغیر محلی می شود و این می تواند بازخوردتاثیرات باشد. بویژه در سطوح صاف تر و نزدیک تر به افق حفر شدگی می تواند باعث بوجود آمدن مناطق پست تر شود که حفظ آب را تسهیل می سازد. این امر موجب حفظ بقا می شود و این بدان معناست که این مناطق حتی می توانند با افزایش فعالیت و تعداد ارگانیسم های حفر کننده عمیق تر شوند.
 
اهمیت مورفولوژیکی (Geomorphological significance)
شیندر[87] عنوان کرد که شرایط محیطی مرطوب در آدریاتیک[88] فاکتورهای محدود کننده ای را بر فعالیت های حفر کننده ها بوجود می آورد. از نظر او سه مرحله وجود دارد:
1- از آن جایی که چاله های اولیه بر روی سطوح سنگی آب را به مدت بیشتری از دیگر سطوح مرتفع تر اطراف خود نگه می دارند زودتر محل تجمع و سکنی موجودات دیگر قرار می گیرد. شرایط مناسب جهت حفر کردن و چرا توسط جانوران از محیط های دیگر طولانی تر است. در نتیجه هر در یک از چاله های محل فرسایش بیولوژیکی تشدید می شود.
2- حوضچه ها از کنار وسیع تر شده و چاله های کوچک با هم یکی می شوند. مناطق مرطوب بیش از مناطق دیگر مورد فرسایش زیستی واقع شده و بدین شکل برجستگی تشدید می شود.
3- این مرحله حداکثر برجستگی است. این مرحله نشانگر حداکثر تضاد در محیط های اکولوژیکی و به تبع آن حداکثر فرایندهای تخریبی است. در زمان مد شدید آب درون چاله ها عوض می شود و بنابراین آب دریایی تازه ای را در اختیار ارگانیسم ها قرار می دهد. ممکن است هر حوضچه وسیع شود و با شکسته شدن با حوضچه مجاور یکی شود. اگر صفحه لایه بندی عمیق تر و یا سنگهای ضعیف تری پیدا شود و موجب زهکشی حوضچه شود این روند ممکن است دوباره شروع شود و یا به جای آن لبه حوضچه ممکن است در هم بشکند.
خود دامنه کشندی و میزان رخنمون نیز از اهمیت قابل ملاحظه ای برخوردارند. در مناطقی مثل نواحی مدیترانه ای که دامنه جزر و مد محدودی دارند معمولاً شکاف عمیق زیرینی به چشم می خورد که بلندی آن در قسمت وسطی میان کشندی بین 15-20 سانتیمتر است و در خود ممکن است دامنه ای در حدود 30 سانتیمتر داشته باشد. با گسترش حدود کشندی نسبت میزان شکاف یکسان می شود. در جاهایی که سواحل در معرض امواج و طوفانهای وسیعتر قرار دارند ممکن است ارگانیسم های حفر کننده نیز وجود داشته باشند. اما از نظر کمیتی نقش بسیار کمتری در فرسایش کلی سنگها دارند، برتریت با فرسایش مکانیکی است و در نیجه شکاف زیرین یا کمتر است و یا اصلاً به چشم نمی خورد. در اینجا ساحل بجای آن که دارای صخره عمودی همراه با تورفتگی یا شکاف زیرین باشد که معمولاً در مناطق سرپوشیده دیده می شود، دارای سراشیبی است.
References
Friedmann, E.I. and Ocampo, R. (1976) Endolithic blue-green algae in the dry valleys: primary producers in the Antarctic desert ecosystem, Science 193, 1,247-1,249.
Rowland, R.W. and Hopkins, M.D. (1971) Comments on the use of Hiatella arctica for determining Cenozoic sea temperatures, Paleogeography, Paleoclimatology, Oaleoecology 19, 59-64.
Schneider, J. (1976) Biological and inorganic factors in the destruction of limestone coasts, Contributions to Sedimentology 6, 1-112.
Spencer, T. (1988) Coastal biogeomorphology, in H. Voles (ed.) Biogeomorphology 255-318, Oxford: Blackwell.
Trudgill, S.T. (1985) Limestone Geomorphology, Harlow: Longman.
Trudgill, S.T., Smart, P.L., Friederich, H. and Crabtree, R.W. (1987) Bioerosion of intertidal kimestone, Co. Clare, Eire. 1: Paracentroutus lividus, Marine Geology 74, 85-98.
Trudgill, S.T. and Crabtree, R.W. (1987) Bioerosion of intertidal limestone, Co. Clare, Eire. 2: Hiatella arctica, Marine Geology 74, 99-109.
Trudgill, S.T. (1987) Bioerosion of intertidal limestone, Co. Clare, Eire. 3: zonation, process and form, Marine Geology 74, 111-121.
Viles, H.A. (1988) Organisms and karst geomorphology, in H. Viles (ed.) Biogeomorphology, 319-350 Oxford: Blackwell.
 STEVE TRUDGILL                        (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BORNHARDT  - دیواره سخت
دیواره های سخت تپه های گنبد شکل با دیواره های پرشیبی هستند که معمولاً از سنگهای آذرین بزرگی نظیر گرانیت یا ریولیت همراه با دامنه محدب برهنه پوشیده شده از واریزه های خیلی کوچک و سطح قله تخت شده ساخته شده اند. دیواره های سخت بر اساس هوازدگی و فرسایش مختلف شکل می گیرند که در طی آن فضای محیط اطراف که از سنگهای کوچکتری ساخته شده اند دچار فرسودگی شده و جای خود را به قطعات پراکنده شده ای می دهند. بسیاری از دیواره های سخت از طریق هوازدگی عمیق خاصی و در پی آن از میان رفتن سنگهای کاملاً تجزیه شده زیرین بوجود می آیند اما آنها همچنین از طریق افت آرام آرام زمین در نبود هوازدگی  عمیق ظاهر شوند. دیواره های سخت ا شکال زمین هستند که ساختار محورند و در هر ناحیه اقلیمی روی می دهند. وجود قسمتهای سنگی عظیم جثه عامل ضروری محسوب می شود.
ویژگیهای خاص دیواره های سخت درزه های موازی با شیب هستند که درزه های صفحه ای نامیده می شوند. این درزه ها را معمولاً برآیند تخلیه می دانند و در اعمال سطحی و بعد از رخنمون شدن بوجود می آیند. گرچه برخی اعتقاد دارند که صفحه ای شدن در قسمت های عمیق تر پوسته و در پاسخ به تنش تراکمی شکل می گیرند (ویدال رومانیا[89] و تویدال[90] 1999). شکاف تدریجی درزه ها موجب بی ثباتی شیب می شود. در نتیجه در دیواره های سخت ریزش و فرو ریختن سنگها در حجم بزرگ عادی است. در نتیجه در حالی که شیب های بالایی برهنه و بدون واریزه هستند، شیب های پایین ممکن است توسط بلوکهای بزرگ که از فراشیب ها به دست آمده اند پوشیده شوند.
یکی از مشکلات قدیمی در نوشته ها و مکتوبات تمایز بین یک دیواره سخت و یک اینسلبرگ است. اصطلاح «دیواره سخت» توسط ب. ویلیز[91] در دهه سوم قرن بیستم برای گرامیداشت یک کاشف آلمانی در اواخر قرن نوزدهم بنام و. بورنهارد[92] که اسم "اینسلبرگ" را برای اولین بار معرفی کرده بود مورد استفاده قرار گرفت. اما کلمه اینسلبرگ در ابتدا برای تأکید تقسیم بندی خاصی از اینسلبرگ های گنبدی شکل بکار گرفته شد. این اصطلاح کم کم تکامل یافت و برای توصیف گنبدهای تک سنگی یکپارچه بدون در نظر گرفتن میزان جدا افتادگی آنها در منطقه بکار برده شد. بنابراین گرچه این اصطلاحات اغلب به صورت مترادف به کار برده می شوند اما این دوگونه تقسیم بندی تپه ها ممکن است با هم اشتباه گرفته شوند. محدود کردن دیواره های سخت به سنگ شناسی گرانیت نیز کار درستی به نظر نمی رسد. گر چه "اینسلبرگ" بر جدا افتادگی در منطقه تأکید دارد، دیواره های سخت بایستی دارای شکل گنبدی متمایز باشند. از اینرو این دو اصطلاح به صورت کاملاً محدود معنای مشترک دارند و دیواره های سنگی وجود دارند که اینسلبرگ نبوده و برعکس.
نمونه های کلاسیک دیواره های سخت شامل گنبدهای موجود در ریو دو ژانیرو[93]، نیمه گنبد در دره یوسمیت[94] و صخره آیرز[95] در استرالیا هستند. آنها همچنین در سپرهای آفریقایی به فراوانی یافت می شوند.
Reference
Vidal Romani, J.R. and Twidale, C.R. (1999) Sheet fractures, other stress forms and some engineering implications, Geomorphology 31, 13-27.
Further reading
Selby, M.J. (1982) Form and origin of some bornhardts of the Namib Desert, Zeitschrift für Geomorphologie N.F. 26, 1-15.
Thomas, M.F. (1965) Some aspects of the geomorphology of domes and tors in Nigeria, Zeitschrift für Geomorphologie N.F. 9, 63-82.
Twidale, C.R. and Bourne, J.A. (1978) Bornhardts, Zeitschrift für Geomorphologie N.F.Supplementband  31, 111-137.
PIOTR MIGON            (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BOULDER PAVEMENT - سنگفرش قله سنگی
سنگفرش قلوه سنگی شیار دار بر روی سطوح میان کشندی در محیط های آبرفتی (مکی[96] و مکی 1977) و در قسمت زیرین یخچالها یا لایه های یخی گیر افتاده (ایلز[97] 1988) تشکیل می شوند که تحت تأثیر یخ های شناور قرار گرفته باشند (هنسوم[98] 1983؛ فوربز[99] و تیلور[100] 1994). سنگفرش هایی که به صورت زیریخساری نهشته شده باشند مشابه با شیارهای آبرفتی تولید شده توسط یخهای شناور پر از آوار نتیجه تجمع قلوه سنگها در اطراف یک مانع و ایجاد شیارهایی است که عمدتاً در یک جهت قرار دارند. شیارهای موجود در سنگفرش های میان کشندی توسط جهت به گل نشستن لایه یخی همراه با شیارهای چرخشی جا به جا شد، در ساحل کنترل می شوند. سنگفرشهای قلوه سنگی میان کشندی از قلوه سنگهای صاف و کاملاً ساییده شده که اغلب به قطر 1 متر می رسند و مانند یک موزاییک موج دار کاملاً به هم چسبیده اند تشکیل می شوند. آنها اغلب توسط رخنمون های سنگ بستر همراه یا شیارها و چاله های چند ضلعی تا عرض 5 متر از هم گسسته می شوند. به نظر می رسد که فرایند اصلی صاف کردن و انباشتن قلوه سنگهای لق در ناحیه میان کشندی ساحل خیز پست پوشیده از قلوه سنگ و سطوحی که توسط یخهای شناور ساییده و شیاردار شده اند می باشد. به نظر می رسد که شرط لازم جهت گسترش آنها وجود یک منبع قلوه سنگ، حرکت پیوسته یخهای شناور به سمت ساحل و ناحیه دارای خیز پست میان کشندی باشد. میان رشد آنها توسط تعدد حرکت لایه یخی به سمت ساحل، سنگفرش هایی که به خوبی شکل گرفته اند که در محیط هایی که در معرض حرکت آزاد با تعدد زیاد کنترل می شود.
References
Eyles, C.H. (1988) A model for striated boulder pavement formation on glaciated shallow-marine shelves: an example from the Yakataga Formation, Alaska, Journal of Sedimentary Petrology 58, 62-71.
Forbes, D.L. and Taylor, R.B. (1994) Ice in the shore zone and the geomorphology of cold coasts, Progress in Physical Geography 18, 59-89.
Hansom, J.D. (1983) Ice-formed intertidal boulder pavements in the sub-Antarctic, Journal of Sedimentary Petrology 53, 1035-1045.
Mackay, J.R. and Mackay, D.R. (1977) The stability of ice-push features, Mackenzie River, Canada, Canadian Journal of Science 14, 2,213-2,225.
JIM HANSOM              (ترجمه: مرضیه موغلی)
BOUNDARY LAYER - لایه مرزی
پیرایی فرضیه لایه مرزی (Emergence of boundary layer theory)
یک مهندس آلمانی به نام لودویگ پراندل[101] (1953-1875) در سال 1904 مقاله تأثیرگذاری را در کنگره ریاضی در هیدلبرگ تحت عنوان "حرکت سیال با برش های بسیار کوچک" (شلیچتینگ[102] 1968) ارائه داد. پراندل نشان داد که با کمک ملاحظات فرضیه ای و آزمایشات علمی ساده، جریان سیال بر روی و یا دور یک بدنه جامد نظیر کره، سیلندر یا سطح صاف می تواند به دو منطقه متمایز تقسیم شود. یک منطقه که نسبتاً به بدنه (یا مرز) نزدیک است نسبتاً نازک بوده و مشخصه آن شیب های سرعت وسیع و تنش های برشی گران رو است. این بدین معاست که اصطکاک سیال نقش مهمی در تعیین ویژگیهای فیزیکی لایه ایفا می کند. منطقه دوم نسبتاً از مرز دور بوده و مشخصه آن شیب های سرعتی کوچک و تنش های برشی گران رو و غلیظ است؛ و این بدان معناست که ممکن است اصطکاک سیال را نادیده گرفت. این مفهوم سازی که فرضیه لایه مرزی نامیده شد و توسط پراندل مطرح شد و سپس جفری ای تیلیور[103] (1975-1886) و تئودور ون کارمن[104] (1963-1881) گسترش یافت پایه و اساس مکانیسم سیالات مدرن قرار گرفت (شلیچتینگ 1965).
لایه مرزی را می توان بخشی از جریان دانست که به شدت تحت تأثیر مرز (میدلتون[105] و ویلکاک[106] 1994) قرار دارد. جریان در اینجا به حرکت تقریباً دو نوع سیال نیوتونی اطلاق می شود. بیشتر جریانهای واقعی در زمینه زمین ریختی از قبیل جریان آب در رودخانه یا وزش باد بر روی یک تلماسه شنی لایه های مرزی در نظر گرفته شوند زیرا قسمت اعظم جریان به شدت تحت تأثیر مرز قرار دارد.
 
جریان تیغه ای و متلاطم (Laminar and turbulent flow)
آزبورن رینولدز[107] (1912-1842) اولین کسی بود که بین دو نوع رژیم جریانی، تیغه ای و متلاطم (شلیچتینگ[108] 1968؛ تریتون[109] 1988) تمایز قایل شد. در یک رژیم تیغه ای، به نظر می رسد که تمام ناحیه جریان به چند سری لایه مایعی تقسیم شده باشد که هر لایه توسط سطوح نهر سازگار با مرز محدود شده است. در مورد جریانهای دو وجهی خط سیر این سطوح بر روی صفحه جریان خطوط جریان نامیده می شود (نمودار 13). میزان جریان بین دو خط جریان مجاور ثابت باقی می ماند فاصله بندی و جهت آنها ممکن است تغییر کند و سرعت نقطه ای آنها با گذشت زمان دچار تغییر یا نوسان نمی شود. جابجایی اندازه حرکت مایع که ناشی از شتاب لایه های سیالی آهسته تر توسط لایه های متحرک سریعتر است در مقیاس مولکولی انجام می گیرد (شلیچیتنگ 1968).
در یک جریان متلاطم مسیر حرکت ذرات سیال مارپیچی، درهم و نامنظم است. ترکیب سیالی هم در مقیاس مولکولی و هم ماکروسکپی روی می دهد. در این مقیاس بزرگتر معمولاً ترکیب سیال در برگیرنده ساختار جریان

نمودار 13- جریان میانگین زمانی بر شکل بستر تلماسه (از بنت[110] و بست[111] 1995)، جریان از سمت چپ به راست است.
 
سه وجهی است که به آن گرداب یا تلاطم (آشوب) می گویند که بسته های چرخشی به شکل سنجاق مو یا نعل اسب از جریان هستند که در حال حرکت به سمت یا دور از مرز می باشند (اسمیت[112] 1996). از آنجایی که این تلاطم ها نسبتاً وسیع و پر انرژی هستند مقیاس های زمان و مدت تلاطم زیاد هستند و بنابراین جابجایی آشوب شدت جریان نسبت به شدت پراکندگی مولکولی بزرگ است. سرعت نقطه ای در یک جریان متلاطم در نتیجه تلاطم های در حال گذر نوسان زیادی دارد. شدت تلاطم معمولاً مقیاس بزرگی نوسانات سرعت نسبت به میزان میانگین زمانی نقطه ای است.
 
عدد مرزی رینولدز (The boundary Reynolds number)
رینولدز از طریق آزمایشات علمی و تجزیه و تحلیل ابعادی متوجه شد زمانی که نسبت نیروهای جریانی رخوت بسیار بیشتر از نیروهای جریان سایشی یا غلظت باشد، جابجایی بین جریان تیغه ای و جریان متلاطم اتفاق می افتد (تریتون[113] 1988). نیروهای رخوت را می توان به صورت کلمه pud نشان داد که در آن p غلظت جریان، u سرعت جریان اصلی و d عمق جریان اصلی است. نیروهای اصطکاکی را می توان با سرعت مولکولی جریان،  نشان داد. این نسبت بدون ابعاد عدد رینولدز مرزی، Re نامیده می شود. جریانها زمانی که Re<500 باشند تیغه ای، زمانی که Re>2000 باشد متلاطم و زمانی که 500<Re<2000 باشند انتقالی نامیده می شوند (تریتون 1988). زمانی که جریان تیغه ای باشد هرگونه آشفتگی جزئی در جریان، نظیر ذره برجسته، یک تغییر کوچک در توپوگرافی بستر منجر به هیچ گونه تغییری در خطوط مسیر جریان یا سرعت نمی شود و نیروهای گران رو موجب تضعیف شدن آشفتگی می شود. زمانی که یک  جریان متلاطم است تمام آشفتگی های جریان موجب بوجود آمدن تأثیری در سراسر لایه مرزی می شود. زمانی که یک جریان انتقالی است تنها آشفتگی های خاصی بر جریان تأثیر گذار هستند.
جریان های طبیعی اندکی تیغه ای هستند زیرا بیشتر آنها آنقدر عمیق و سریع هستند که بتوانند میزان بزرگی برای عدد رینولدز مرزی باشند. برای مثال، رودخانه می سی سی پی[114] در نزدیکی دهانه اش دارای عدد رینولدز تقریبی 107 است.
 
جدایش و اتصال مجدد جریان (Flow separation and reattachment)
زمانی که یک جریان در امتداد یک مرز منحنی شکل یا از روی یک مانع عبور می کند لایه مرزی ممکن است جدا شده و از دیواره فاصله بگیرد. جدایش زمانی اتفاق می افتد که جهت خیز فشار در فرو دست رود نامساعد یا نامطلوب باشد (تریتون 1988). زمانی که در جهت طول جغرافیایی یک جریان در حال گسترش، از هم جدا شدن و کاهش شتاب باشد و عملکرد فشار بر روی مرز در حال افزایش باشد نظیر قسمت عقبی یک موج شکن کم مقاومت، خیز فشار نامساعد تلقی می شودولایه های مرزی تیغه ای و متلاطم هر دو می توانند جدا شوند. جریانهای تیغه ای معمولاً نیاز به منطقه نسبتاً کوچک خیز فشار نامساعددارد تا جدایش کند در حالی که جریانهای متلاطم آمادگی کمتری برای این کار دارند.
اتصال دوباره متضاد جدایش است. پس از جدایش تمایل به اتصال دوباره وجود دارد مگر اینکه خیز فشار نامناسب آنقدر طولانی باشد تا مانع آن شود (تریتون 1988). این پدیده جدایش- اتصال مجدد با حباب جدایش یا منطقه گردش مجدد جریان پیوسته است. یک نمونه عادی جدایش جریان را در فرودست رود یک موج نقش یا تلماسه می توان یافت (نمودار 13؛ بنت[115] و بست[116] 1995). یک حباب گردش مجدد از نقطه ستیغ تلماسه یا موج نقش تا فاصله فرودست رود در حدود 5 تا 7 مرتبه بالاتر از شکل بستر جایی که جریان به مرز اتصال مجدد می کند گسترش پیدا می کند.
در فرودست رود خط جدایش منطقه برش شدیدی بین بخش بیرونی با سرعت حرکتی بیشتر و بخش درونی با سرعت حرکتی کمتر یا خلاف چرخشی لایه مرزی وجود دارد. در نتیجه جریان در طول این لایه برشی ناپایدار است و آشفتگی به وجود می آید (نمودار 13؛ تریتون[117] 1988؛ میدلتون[118] و ویلکاک[119] 1994). خط سیر متلاطم یا مناطق دارای تلاطم زیاد در جریانی که از یک مانع در عدد بالای رینولدز عبور می کند عادی محسوب می شود. وجود یک لایه ترکیبی در بالای موج نقش یا تلماسه فرو دست رود لبه شکل بستر بر تلاطم لایه برشی مشرف است.
 
ساختار لایه های مرزی متلاطم (Structure of turbulent boundary layers)
لایه مرزی متلاطم می تواند به سه زیر مجموعه ناحیه ای متفاوت تقسیم بندی شود: یک لایه درونی، یک لایه خارجی و یک منطقه خط سیر (شلیچتینگ[120] 1968). منطقه داخلی لایه مرزی متلاطم از یک زیر لایه گران رو تشکیل می شود (تا سقف y+=yu*/v=10 که در آن y فاصله از مرز، u* سرعت برش، T ,u*=(T/p)0.5 تنش برش بستر و v غلظت جنبش شناختی جریان است). و یک لایه حائل (از 10<y+<40). در زیر لایه گران رو و چسبنده، نیروهای گران رو برتری دارند با این وجود حرکت های متلاطم بسیار ضعیفی روی می دهند). این جنبش ها، که لایه نوار زیرین چسبنده نام دارند مجراهای چرخشی محور سیال با سرعت بالا و سرعت پایین است (اسمیت[121] 1996). در بعضی جریان ها پشته های خطی ماسه ای را می توان بر روی سطوح بستر  مشاهده کرد و این پشته های خطی ماسه ای موقعیت قشرهای کم سرعت را که تمایل به انباشتن شن دارند را محدود می کنند. این پشته های خطی ما سه ای در سوابق سنگها مشاهده شده اند و تقسیم بندی توسط خطوط جدا کننده یا جاری نامیده می شوند. لایه حائل جایی است که فرایند طغیان در آن روی می دهد. قشرهای کم سرعت، در شکل کلی گرداب سنجاق مو از مرز بالا رفته و به منطقه حایل می رسد. این قشر کم سرعت بالا آمده لایه برشی نازکی را بوجود می آورد که ناپایدار و دارای نوسان شده و با شدت زیاد به سمت منطقه خارج جریان فوران می کند (که به آن وقوع طغیان یا انفجار گفته می شود). بلافاصله پس از وقوع طغیان، سیال پرسرعت از محیط خارج به سمت داخل سرازیر می شود تا جای سیال خارج شده را بگیرد و با این کار به بستر آسیب می رسد (که به آن جارو زدن می گویند؛ رجوع نمائیدبه اسمیت[122] 1996). این پدیده دو مرحله ای فرایند انفجار نامیده می شود و می تواند 70 درصد یا بیشتر وقوع تلاطم و آشفتگی درون لایه مرزی را توضیح دهد. انفجارها یا طغیان های متلاطم آنقدر قدرتمند هستند تا رسوبات را از بستر رودخانه و جریانهای هوایی دور کند. حوادث جارویی با داشتن نیروهای کشیدگی آنی و لحظه ای می تواند ذره های رسوبی را که بر روی سطح بستر قرار دارند را با خود حمل کند.
در منطقه بیرونی تر که نشان دهنده پایین تر از 10 تا 20 درصد عمق جریان است، منطقه ای وجود دارد که در آن پراکندگی سرعت بر اساس فاصله از بستر به صورت لگاریتمی تغییر می کند و از این رو به آن ناحیه لگاریتمی می گویند. پراندل[123] اولین کسی بود که این پراکندگی سرعت را در فرضیه مفصل ترکیبی خود در سال 1925 مفهوم سازی کرد (شلیچتینگ 1968). پراندل مکانیسم ساده ای از حرکت سیال را تجسم کرد که در آن بسته های سیال به سمت بالا و پایین حرکت می کردند و به سیال محیط سرعت می بخشید و یا از سرعت آن می کاست. فاصله ای که در آن سیال ترکیب می شود، طول ترکیبی نام دارد. ون کارمن[124] با این فرض که طور ترکیب به صورت یک عملکرد ساده فاصله از بستر ضربدر در یک ضریب بدون ابعاد جهانی تغییر می کند این تئوری را گسترش داد. (ضریب ون کارمن، K~0.41، شلیچتینگ 1968). نتیجه نهایی قانون کارمن- پراندل در مورد دیواره (u/u*=1/k ln(y/yo)، است که در آن u سرعت در فاصله y از دیواره، و yo بلندی زبری است که در آن سرعت به سمت صفر می رود. این پراکندگی سرعت در مورد تنوع وسیعی از جریانها نظیر لوله ها، رودخانه ها، محیط های نزدیک ساحل، محیط های بادی و در مناطق نزدیک به بستر جریانهای گرانی مناسب و کارآمد است. موارد استفاده رایج قانون دیواره تعیین تنش برش بستر، بلندی زبری و مشخصه های ترکیبی متلاطم جریان است.
در نهایت، پراکندگی سرعت در 80 درصد لایه مرزی متلاطم از قانون لگاریتمی منحرف می شود. در اینجا پراکندگی سرعت در شکل و فرم شبیه به نیمرخ نقص سرعت در خط سیر است (قانون خط سیر، کولز[125] 1956) در بسیاری از رودهای مستقیم با بسترهای نسبتاً مسطح، قانون دیواره در تمام عمق جریان کاربرد دارد. (میدلتون[126] و ویلکاک[127] 1994). با وجود این، وجود اشکال بستر به میزان چشمگیری میزان طول زبری و پراکندگی سرعت را افزایش می دهد.
لایه های مرزی متلاطم بر اساس زبری سطح بستر توصیف می شوند. این پارامتر زبری عدد زینولدز ذره ReG نامیده می شود و به صورت ReG=u*ks/v تعریف می شود که در آن ks بلندی زبری شن معادل است که تقریباً برابر با اندازه ذره بستر است (شلیچتینگ[128] 1968؛ بریج[129] و بنت[130] 1992). اگر رسوب بستر نسبتاً کم یا اصلاً وجود نداشته باشد به گونه ای که دانه ها کاملاً در زیر لایه گران رو فرو روند آنگاه ReG<11می شودو ذرات رسوبی تنها تحت تأثیر نیروهای سیال گران رو و مرز از نظر هیدرولیکی صاف محسوب می شود. اگر رسوبات بستر نسبتاً بزرگ باشد به گونه ای که دانه ها بزرگتر از زیر لایه گران رو باشد آنگاه ReG>70می شودو ذرات رسوب در معرض نیروهای سیال متلاطم و مرز از نظر هیدرولیکی خشن محسوب می شود. لایه های مرزی متلاطم از نظر هیدرولیکی موقت محسوب می شوند اگر برخی و نه تمام دانه ها در لایه زیرین گران رو فرو روند و 11<ReG<70 باشد. نسخه های قانون دیواره و تعیین ارتفاع زبری شن معادل که بستگی به زبری لایه مرزی متلاطم دارد با کمی اختلاف وجود دارد. به طور کلی، بسترهایی که از دانه های بزرگتر تشکیل می شوند دارای غلظت متلاطم نسبتاً بالاتر و مقاومت جریانی بیشتری است.
شکل منحنی شیلدز[131] که اغلب برای سرآغاز بدون ابعاد جابجایی دانه به کار برده می شود نشان دهنده این تأثیر عدد رینولدز دانه بر مشخصه های لایه مرزی (بریج و بنت 1992) است. دانه های بسیار کوچک (;ReG<10 جریانهای هیدرولیکی صاف) فرو رفته در زیر لایه گران رو نیازمند کنش های برشی بدون ابعاد بزرگتر برای جابجایی دانه ها نسبت به دانه های بزرگتر است که بیشتر از لایه مرزی متلاطم بیرون می آیند (ReG>100؛ جریانهای هیدرولیکی خشن).
References
Bennett, S.J. and Best, |J.L. (1995) Mean flow and turbulence structure over fixed, two-dimensional dunes: implications for sediment transport and bedform stability, Sedimentology 42, 491-513.
Bridge, J.S. and Bennett, S.J. (1992) A model for the entrainment and transport of sediment grains of mixed sizes, shapes and densities, Water Resources Research 28, 337-363.
Coles, D. (1956) The law of the wake in the turbulent boundary layer, Journal of Fluid Mechanics 1, 191-226.
Middleton, G.V. and Wilcock, P.R. (1994) Mechanics in the Earth and Environmental Sciences, Cambridge: Cambridge University Press.
Schlichting, H. (1968) Boundary-Layer Theory, 6yh edition, New York: McGraw-Hill.
Smith, C.R. (1996) Coherent flow structures in smooth-wall turbulent boundary layers, mechanisms and speculation, in P.J. Ashworth, S.J. Bennett, J.L. Best and S.J. McLelland (eds) Coherent Flow Structures in Open Channels, 1-39, Chichester: Wiley.
Triton, D.J. (1988) Physical Fluid Dynamics, 2nd edition, Oxford: Oxford Science Publications.
 SEAN J. BENNETT                                                (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BOUNDING SURFACE - سطح محدود کننده
سطوح محدود کننده، نشان دهنده گسستگی در رسوب گذاری هستند. سطوح در تمام محیط ها بوجود می آیند و بخش سازنده هر منظره طبیعی و تاریخچه هر سنگی را تشکیل می دهد.
به طور مثال تلماسه های باری مهاجر سه سطح محدود کننده در مقیاس شکل بستر را بوجود می آورند. سطوح بازسازی زمانی بوجود می آیند که سطوح بالایی بادپناه دچار فرسایش شود مانند وقتی که تلماسه معکوس شود. این سطوح در جایی که همراه با بادهای فصلی باشد توصیف کننده چرخه های داخل چینه های متقاطع تلماسه است. سطوح بر نهش جایی بوجود می آیند که تلماسه های کوچکتر از روی سطح بادپناه شکل بستر اصلی مهاجرت می کنند. سطح توسط ساییده شدن مجرای آب روهای میان تلماسه مربوط به تلماسه های برنهشته بوجود می آیند. سطوح میان تلماسه با بادروبی یخسار سو شیب دامنه رو به باد تلماسه های مهاجر و بالا رفتن در قسمت کف میان تلماسه شروع می شود.در مقیاس میدان تلماسه، توالی یا سطوح بالایی زمانی شکل می گیرند که تجمع در میدان متوقف شود. مثالها شامل تثبیت میدان توسط گیاهان، و بادروی سطح صفحه ای توسط سفره آب تعریف می شود.
Further reading
Kocurek, G. (1996) Desert Aeolian systems, in H.G. Reading (ed.) Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy, 125-153, Oxford: Blackwell.
Rubin, D.M. (1987) Cross-bedding, Bedforms, and Paleocurrents, Tulsa: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists.
SEE ALSO: interdune
GARY KOCUREK     (ترجمه: مرضیه موغلی)
 
BOWEN’S REACTION SERIES - سری واکنش های بوون
در اوایل قرن بیستم ن.ل.بوون[132] مدلی ایده آل را مطرح کرد تا با استفاده از آن نحوه تکامل یا تفکیک سنگهای آذرین را توصیف کند که امروزه سری های واکنش بون نامیده می شود. بون با تشخیص این که نحوه شکل گیری انواع مختلف مواد معدنی و توالی متبلور شدن آنها بستگی دارد به ترکیب شیمیایی ماگما و گستره حرارت و فشاری که ماگما در آن متبلور می شود توانست دو توالی واکنش مجزا در حرارتهای بالا را توصیف کند که در نهایت در دماهای سردتر در یک سری مجزا ادغام می شوند (رجوع نمائیدبه نمودار 14).
سری های ناپیوسته (سمت چپ-راست) در بر گیرنده شکل گیری مواد معدنی واحد شیمیایی در وقفه های حرارتی ناپیوسته از آهن و ماگمای مافیک غنی از مگنزیوم می باشد. اولین سنگهایی که تشکیل می شوند عمدتاً از ماده معدنی اولیوین ساخته می شوند. کاهش حرارت مداوم و تبلور جزء به جزء ماگما (اولین مواد معدنی تشکیل شده توسط گرانش از مایع جدا می شوند)، مواد معدنی اصلی را که از پروکسین تا آمفیبول و سپس بیوتیت ساخته می شوند را تغییر می دهد.
سری های پیوسته (سمت راست-چپ) در بر گیرنده ماده معدنی فلدسپات پلازیکوکاز هستند. این مواد معدنی در دماهای بالا تحت نفوذ کلسیم قرار می گیرند. با کاهش دمای پیوسته کلسیم و آلومینیوم جای خود را به سدیم و سلیکون می دهند. همگرایی این دو سری با کاهش مستمر دمای ماگما صورت می پذیرد. تبلور سنگها با پتاسیم و سلیکا غنی تر می شود. کوارتز آخرین ماده معدنی است که در سری واکنش بون متبلور می شود.
نمونه های توالی کامل آذرین از بازالت تا گرانیت کمیاب هستند و امروزه مکانیسم های دیگر جهت تولید توالی های تفکیک شناخته شده اند. خود بوون اقرار داشت که این سری ها شکل ساده شده واکنش های خیلی پیچیده بوده و اگر به صورت ظاهری ارزیابی شود ممکن است گمراه کننده باشد. این سری های واکنش همچنین برای توضیح حساسیت مواد معدنی در برابر هوازدگی استفاده می شود. (رجوع نمائیدبه سری های هوازدگی گلدیچ[133])

 
نمودار 14- سری های واکنش بوون
Reference
Bowen, N.L. (1928) The Evolution of the Igneous Rocks, Princeton, NJ: Princeton University Press.
SEE ALSO: Goldich weathering series; chemical weathering
CATHERINE SOUCH                     (ترجمه: مرضیه موغلی)

 BOX VALLEY - دره ای جعبه ای (با کف تخت)
یک دره جعبه ای دارای یک سطح تخت وسیع است که توسط سرازیرهای شیبدارای محدود می شود که دارای زاویه کوهپایه ای تیزی است. جعبه های دره ای در مناطق پیرایخساری (رجوع نمائیدبه ژئومورفولوژی پیرایخساری) جایی که آنها توسط مهاجرت یاحرکت سریع جانبی کانالهای منشعب و هوازدگی مکانیکی بوسیله "پوسته یخی" زیر دشت سیل تشکیل می شوند عادی هستند. جعبه های دره ای در عرض های جغرافیایی میانه به عنوان باقیمانده آب و هواهای سرد در گذشته در نظر گرفته می شوند. با این وجود، آنها همچنین در زمین های استوایی و خشک، جایی که آنها توسط هوازدگی شدید یا شست صفحه ای شکل گرفته اند بوجود می آیند.
Further reading
Büdel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
Young, R. (1987) Sandstone landforms of the tropical East Kimberley region, northwestern Australia, Journal of Geology 95, 205-218.
R.W. YOUNG
 
BRAIDED RIVER - رود انشعابی
پدیده شناسی منشعب سازی(Phenomenology of braiding)
علامت شاخص رودخانه های مشعب وجود مجراهای فعال چندگانه است که از هم جدا شده و دوباره با هم یکی می شوند تا یک طرح مجرای رسوبات با انحنای ملایم که توسط سدهای رخنمون شده از هم جدا شده اند را تشکیل دهد (شکل 18). رودخانه های منشعب به طور یکسان با پویایی موقت مشخص می شوند: خیزها در سیلان رسوبی همراه با توپوگرافی فضایی پیچیده، سراشیبی منطقه ای که جریان را به طور پیوسته زمانی که راهش را از میان شبکه باز می کند با مسیرش منطبق می کند. حتی زمانی که شرایط خارجی ثابت هستند طرح منشعب شده پیوسته در حال تغییر بوده اما از نظر آماری ثابت می ماند: یک توازن پویای واقعی.

تصویر 18- رودخانه منشعب شده راکیا[134]، نیوزیلند
 
رودخانه های منشعب زیادی در سراسر دنیا وجود دارد اما امروزه، بیشتر آنها در عرض جغرافیایی بالا قرار دارند. معمولاً رودخانه های منشعب رودخانه هایی دارای بستر شنی هستند اما استثناهای مهمی در بر گیرنده وسیع تر رودخانه های  منشعب در دنیا وجود دارد. نظیر بخش های منشعب شده ای از رودخانه هانگ هی و رودخانه گنگ- برهمپوترا[135]. برخی این فرضیه را مطرح می کنند که منشعب شدن طرح غالب رودخانه ها بر روی زمین قبل از پیدایش گیاهان خشکی در دوران سیلورین متأخر بوده است. (شوم 1968) طرح های منشعب بر روی مریخ دیده شده است و طرحهای گیاهی که شبیه به انشعاب بوده در برخی باتلاق ها یافت شده است. اما اگر چه بسیاری از مشخصه های مورفولوژیکی رودخانه ها توسط فعالیت جریانهای چگالی در زیر اقیانوسها و رودها دوباره بوجود آمده است، در مناطق زیرآبی انشعاب کمیاب بوده و یا اصلاً یافت نشده است.
قایل شدن تمایز بین رودخانه های منشعب و مجراهای شاخه شاخه شده، که نمونه مهم دیگر کانالهای تقسیم شده است حائز اهمیت می باشد (رجوع نمائیدبه رودخانه تقسیم شده و شاخه شاخه شده). در شبکه های مجرایی شاخه شاخه شده عرض معمولی کانالها بسیار کوچکتر از عرض سدها است در حالی که در رودخانه های منشعب این دو مقیاس طولی قابل مقایسه است. بنابراین طرح مجرای مشعب شده فضایی بیشتر از طرح شاخه شاخه شده اشغال می کند. قایل شدن تمایز بین دو روشی که مطابق آن طرحهای رود منشعب شکل می گیرند از اهمیت خاصی برخوردار است. در یک مورد، "انشعاب محصور" راه مجرایی روشنی وجود دارد که در طول سیل از آب پر می شود و طرح سدهای شنی غرق شده را به دست می آورد. همراه با پیشرفت هر مرحله قله های سرشنی سربر می آورند و طرح مجرای منشعب را به خود می گیرد. در "انشعاب آزاد" انشعاب در یک دشت نامحدود گسترش می یابد. با افزایش دبی تعدادی از مجراهای فزاینده اشغال می شوند اما دشت انشعابی هیچوقت به طور کامل در آب غرق نمی شود. رابطه بین این دو نوع انشعاب هنوز مشخص نیست.
ویژگی پویای شبکه های منشعب تا حد زیادی مربوط به تأثیر متقابل سه عنصر اصلی آنها می شود (آشمور[136]b1991)؛ رسوبات مجرایی (مجراهای تقسیم شده)، محل تلاقی و سرهای داخل مجرا. به طور کلی، این عوامل مورفولوژیکی به ترتیب وابسته به مدار محلی، تلاقی کردن و از هم جدا شدن هندسی ساحل رودخانه هاست. مجراهای رسوبی ممکن است مستقیم و یا دارای انحنای سینوسی ملایمی باشند. رسوبات مجرایی منحنی از طریق فرسایش ساحل بیرونی درجه سینوسی شدن خود را افزایش می دهند درست مانند کاری که مجراهای رودپیچ انجام می دهند گر چه کانالهای تقسیم شده هنگام انجام این کار پهن تر می شوند. نقاط تلاقی دو رود وابسته به باریک شدن کانال، سرعت های افزایش یافته و شستن محلی است (بست [137]1988؛ روی و برجرون1990[138]). سدها وابسته به گسترش کانال و تعریض کانال، نهشت (عمدتاً بر روی حاشیه سد) و شکافتن نهایی جریان از طریق شستن طول کناره های سد است. پویایی انشعاب نهر عمدتاً ناشی از رابطه غیر خطی قدرتمند بین شدت جریان و سیلان رسوبی است. نقاط تلاقی دو رود تبدیل به محل های شستن می شوند زیرا که باریک شدن و دادن شتاب به جریان باعث افزایش توانایی آن برای جابجایی رسوبات می شود. به دنبال آن شستن، باریک کردن و دادن شتاب را تشدید می کند و این خود نمونه ای از بازخورد مثبت است. در واگرایی ها برعکس آن درست است. این تمایل بستر برای تشدید متغیر محلی در جریان به معنی آن است که سیستم هرگز یک ترکیب استاتیک و پایایی را شکل نمی دهد حتی اگر منبع آب و رسوب به میزان ثابتی موجود باشند. این "تعادل پویا" همچنین به جریان رسوبات از طریق شبکه منشعب مربوط می شود. زمانی که سدها رشد پیدا می کنند و سپس توسط کانالها شکافته می شوند،. رسوبات ضبط و آزاد می شوند و جریان رسوبی بسیار متغیری را بوجود می آورند حتی اگر شرایط خارجی یکسان باشد. (آشمور a1991).
چرا رودخانه ها منشعب می شوند؟( Why do rivers braid?)
شرایط رایج مرتبط با منشعب شدن رودخانه ها در طبیعت شامل سرازیری های شیبدار، دبی و تخلیه متغیر آب، دانه های درشت و میزان بالای منابع رسوبی است. از لحاظ تجربی ما می توانیم مجموعه ای از متغیرها را شناسایی کنیم که رودخانه های منشعب را از رودخانه های مستقیم یا رودپیچ جدا می کنند. رایج ترین این طرحهای متضاد سراشیبی در برابر تخلیه است که در آن رودخانه های منشعب برای تخلیه مشابه در سرازیری های بالاتری نسبت به رودخانه های رودپیچ ظاهر می شوند. روابط تجربی مانند اینها که بررسی شد به متغیرهای مهمی دلالت دارد اما نگرش فیزیکی ناچیزی به علت واقعی منشعب شدن دارد.
از نظر تاریخی قدم اصلی در تجزیه و تحلیلی علت های طرحهای رودخانه مانند منشعب شدن با بکارگیری تجزیه و تحلیل پایداری برای حل این مشکل مطرح شد (فردسو[139]؛ پارکر[140] 1976). در تجزیه و تحلیل پایداری و تعادل، شما می توانید بر اساس ریاضیات بپرسید که چگونه یک سیستم به یک آشفتگی کوچک پاسخ می دهد. در تجزیه و تحلیل شکل پلان رودخانه سیستم شروع کننده کانال مستقیم است که به آن "وضعیت مبنا" گفته می شود. سپس شما می توانید آشفتگی هایی را به بستر بیافزایید (و در برخی موارد به ساحل رودخانه ها)، که معمولاً به صورت امواج سینوسی یک یا دو وجهی با وسعت کم اهمیت است و بررسی کنید که چگونه آشفتگی جریان و میدانهای جابجایی رسوبات را تغییر می دهد. اگر هر یک از این آشفتگی ها سیستم را به گونه ای تغییر دهد که موجب رشد خودش شود بازخورد ما مثبت و سیستم ناپایدار است. این رویکرد بر این ایده بنا شده است که سیستم های طبیعی به طور مرتب توسط به هم ریختگی اتفاقی مانند افتادن درختان در رودخانه که شامل طیف وسیعی از طول امواج است مورد بررسی قرار می گیرد. سیستمی که نتواند چنین آشفتگی را سامان دهد در دنیای واقعی زیاد دوام نمی آورد.
کنترل اصلی بر ثبات شکل پلان در مورد رودخانه ها نسبت زاویه شیب کانال (پهنا: عمق) است. کانالهایی که عرضشان در حدود 20 بار کمتر از عمقشان باشد گرایش به مستقیم ماندن دارند؛ آنهایی که عرضشان حدود 15 تا 150 بار بیشتر از عمقشان باشد موانع دیگری را شکل می دهند و فرض بر این است که تبدیل به رودپیچ می شوند؛ و کانالهایی که عرضشان در حدود 150 بار بیشتر از عمقشان است موانع چندگانه ای را شکل می دهند و چنین برداشت می شود که میل به منشعب شدن دارند.
تجزیه و تحلیل ثبات پیشرفت مهمی محسوب می شد ازآنجاکه که پایه و اساس مکانیسمی برای درک پیدایش انشعاب و رودپیچ ارائه داد. تجزیه و تحلیل ثبات همچنین سؤالاتی را مطرح ساخت. در مورد بسیاری از رودخانه ها نسبت زاویه شیب کانال از بیرون تحمیل نمی شود بلکه در درون دینامیک خود کانال وجود دارد. متأسفانه دینامیک پهنای کانال یکی از مشکلات لاینحل اساسی ژئومورفولوژی آبرفتی باقی مانده است. اما واضح و روشن به نظر نمی رسد که یکی از قویترین اهرم های کنترل بر روی پهنای کانال تخلیه رسوبی کامل مؤثر است (یعنی بجز بار سیل دشت به تعبیر مناسب). از این رو بارهای رسوبی بسیار مؤثر از دو جنبه برای منشعب شدن حائز اهمیت هستند. نخست، بارهای رسوبی بسیار مؤثر به طور مستقیم عرض کانال را افزایش می دهد و باعث افزایش نسبت زاویه شیب (پهنا: عمق) می شود. دوم، در مورد یک منبع آبی معین افزایش میزان رسوب نسبت به تخلیه آب باعث افزایش شیب شده و منجر به اعماق کمتر می شود و بنابراین باعث افزایش زاویه شیب می شود. این تجزیه و تحلیل توضیح می دهد که چرا پلات هایی که از شیب و تخلیه آب استفاده می کنند می توانند برای «رژیم» یک انشعاب تمایز قایل شود اما پیشنهاد می کند که هیچ متغیری به خودی خود اهرم کنترل اساسی نیست.
 
کیاس، پیچیدگی و انشعاب (Chaos, complexity and braiding)
ایده اصلی کیاس در معنای علمی آن، این است که یک سیستم کاملاً جبر گرایانه می تواند کاملاً غیر قابل پیش بینی باشد. مایه شگفتی است که هیچ گونه تجزیه و تحلیل رسمی در مورد رودخانه های منشعب به عنوان سیستم های کیاس صورت نگرفته است. کاملاً واضح است که آنها توسط مجموعه ای از معادلات جبر گرایانه منطقه کنترل می شوند و آنها مسلماً نسبت به هر سطحی از جزئیات بر اساس مقیاس زمانی بسیار طولانی تر از آنچه برای مهاجرت یک فراشاخه رود یا ممانعت از فرسایش عرض کانال نیازمند است غیر قابل پیش بینی هستند. یک خط بسیار مؤثر تجزیه و تحلیل (فوفولا-جورجیو[141] و ساپوژنیکو[142] 1998؛ ساپوژنیکو و فولولا- جورجیو 1996) نشان داده است که طرحهای پلان رود منشعب شده به طور نامنظم سایش پیدا کرده اند (مخصوصاً خطوط ساییده شده خود همگن). خود یکسانی یا خود همگنی که یک الگو را به صورت خط سایشی تعریف می کند ممکن است یا در درون یک رود اتفاق بیافتد (یک قسمت  کوچک از رود شبیه قسمت بزرگتری به نظر می رسد)، یا بین دو رود مختلف (یک رود کوچک شبیه به یک رود وسیع تر بنظر می رسد). یک نمود تشابه بین رودخانه های کوچک و بزرگ که به راحتی قابل مشاهده است آن است که طرحهای منشعب شده ای که در اطراف شهر یا در ساحل قابل دیدن است دارای مشخصه های دینامیکی اساسی با رودخانه هایی که در مقیاس کامل منشعب شده اند مشترک می باشد. تشابه بین رودخانه های کوچک و بزرگ که منشعب شده اند، رودخانه های منشعب شده را برای بررسی های تجربی قابل درک می کند (آشمور[143]، 1982).
رودخانه های منشعب همچنین مقیاس فضا- زمان را نشان می دهند که بر طبق آن تکامل زمانی بخش کوچکی از سیستم کانال منشعب شده به طور سیستماتیک غیر قابل تمایز از بخش بزرگتر سیستم است، زمان در نظر گرفته شده بر اساس نیروی ضریب دو منطقه ای که با هم مقایسه شده (تند شدن و کند شدن سرعت یک فیلم را تصور کنید) اندازه گیری می شود (ساپوژینکو و فوفولا- جورجیو 1997). این نتایج اندازه گیری به خودی خود آشفتگی نیستند اما اندازه گیری قدرت قاعده از این دست محصول جانبی عادی دینامیک آشفتگی است. همچنین اندازه گیری فضا- زمان تلویحاً بیان می کند که رودخانه های منشعب ممکن است سیستم های حیاتی خود سازماندهی باشند.
فرضیه آشفتگی برگرفته از تحقیقات انجام شده بر روی همرفت جوی است و جریان سیال متلاطم یکی از کهن الگوهای رفتار آشفته است بنظر می رسد. منشعب شدن رود به عنوان یک پدیده از جهاتی مشابه به هم ریختگی و تلاطم است (پائولا[144] 1996). در نتیجه طرح کانال منشعب شده، نسبت به کانال مستقیم مانند جریان متلاطم به جریان ورقه ای است. افزایش عدد رینولدز[145] جریان برشی ورقه ای نیروی فزاینده سیلان را شدت می بخشد که خیزهای سرعت بالای ناپایداری را به وجود می آورند. ناپایداری وضعیت جدید و آشفته ای را شکل می دهد که در انتقال نیروی فزاینده از جریان ورقه ای اصلی مؤثرتر است. در یک کانال رودخانه مستقیم افزایش سیلان رسوبی موجب افزایش پهنای آن (به طور غیر مستقیم)، کاهش عمق آن می شود که منتهی به نسبت زاویه شیب تند ناپایدار می شود. این ناپایداری منجر به شکل گیری یک وضعیت جدید آشفته (منشعب شدن) می کند که در انتقال رسوبات از یک کانال مستقیم مؤثرتر است. (سیلان رسوبی غیر خطی به عنوان عملکرد سرعت جریان بدان معناست که یک سیستم جریان با منطقه های کم سرعت و پر سرعت به طور متوسط رسوبات بیشتری را نسبت به یک جر یان متحد با همان متوسط سرعت جابه جا می کند). پارامتر اصلی پایدار در منشعب شدن و در نتیجه معادل عدد رینولدز، میزان (اندازه) پهنا: عمق است.
این نظریات به ما کمک می کنند به جنبه هایی از پدیده منشعب شدن پی ببریم که در هیچ یک از تجزیه و تحلیل تجربی یا تئوری ثبت شده به خوبی به آن پرداخته نشده است. پیدا شدن بسترهای به دنبال هم در تجزیه و تحلیل پایداری به طور کلی به صورت طرح پلان رودپیچ تعبیر می شود. اما از نظر تئوری رودپیچ در کانالهای بدون رسوبات منسجم پدیده ای گذراست. یک کانال با سدهای متناوب و کناره های نامنسجم در نهایت تبدیل به طرح منشعب شده با شاخص انشعاب پایین می شود. بدون در نظر گرفتن نسبت زاویه شیب جریانهای کانالی شده بر روی رسوب نامنسجم نمی تواند به شکل کامل تبدیل به رودپیچ شود. واضح است که درست همانطور که جریان مجرا دو وضعیت اساسی دارد (ورقه ای و متلاطم)، جریان کانال در رسوبات غیر منسجم دو وضعیت اساسی دارد: مستقیم و منشعب. یک وضعیت رودپیچ کامل نیازمند آن است که کانالهای دارای سدهای متناوب به طور مثال توسط رسوبات منسجم یا گیاهان تثبیت شده باشند.
به نظر می رسد که ما در آستانه پیشرفتی شگرف در مدل سازی فرضه ای رودخانه های منشعب (رجوع نمائیدبه مدل) هستیم. زمینه های جدید تئوری پیچیدگی که در جستجوی ایده های فرضیه ای وحدت بخش و الگوهای مشترک رفتاری در گستره ای از سیستم های غیر خطی است ممکن است در توسعه تئوری های بهتر انشعاب رودها به ما کمک کند. در اینجا واضح است که بعضی از جنبه های پدیده منشعب شدن را می توان در مدلهایی که مکانیکی دقیق انتقال رسوب و جریان را به شدت ساده می کنند ثبت کرد. در حالی که جنبه های دیگر نمی توانند. (موری[146] و پائولا[147] 1994). یک رویکرد ترکیبی منطقی بر اساس خلاصه کردن مکانیک تفصیلی که شاید در این نوع ساختار طبقاتی که برای بررسی سیستم های پیچیده دیگر تنظیم شده، مؤثرترین روش مدل سازی رودخانه این منشعب باشد. همچنین بهترین رویکرد توسعه ابزار عددی برای حل توازن سیلاب رسوبی و جریان حاکم بر شبکه مناسب و انطباق پذیر برای شبیه سازی دقیق فیزیک پیچیده انشعاب رود می باشد. روش دیگر آن است که ظهور تازه مجموعه اطلاعات اجمالی میدانی و آزمایشگاهی که تکامل همزمان جریان و توپوگرافی بر روی کل رودخانه نه فقط قسمتی از آنرا ثبت می کند استانداردی خواهد بود که بر اساس آن ایده های فرضیه ای جدید مورد آزمایش قرار می گیرند. از میان انواع کلی رودخانه ها، تجزیه و تحلیل رسمی رودخانه های منشعب شده سخت تر است. ویرایش بعدی این دائره المعارف بدون ترتیب نتایج شگرف بعضی از تلاشهای شبیه سازی که اکنون در حال بررسی است را به نمایش می گذارد.
 
References
Ashmore, P.E. (1982) Laboratory modeling of gravel braided stream morphology, Earth Surface Processes and Landforms 7, 201-225.
_____ (1991a) Channel morphology and bed load pulses in braided, gravel, bed streams, Geografiska Annualer 73A, 37-52.
_____ (1991 b) How do gravel-bed rivers braid? Canadian Journal of Sciences 28, 326-341.
Best, J.L. (1988) Sediment transport and bed morphology at river channel confluences, Sedimentology 35, 481-498.
Foufoula-Georgiou, E. and Sapozhnikov, V.B. (1998) Anisotropic scaling in braided rivers: an integrated theoretical framework and results from application to an experimental river, Water Resources Research 34(4), 863-867.
Fredsoe, J. (1978) Meandering and braiding of rivers, Journal of Fluid Mechanics 84, 609-624.
Murray, A.B. and Paola, C. (1994) A cellular model of braided rivers, Nature 371, 54-57.
Paola, C. (1996) Incoherent structure: turbulence as a metaphor for stream braidind, in P.J. Ashworth, S.J. Bennett, J.L. Best and S.J. McLelland (eds) Coherent Flow Structures in Open Channels 705-723, Chichester: Wiley.
Parker, G. (1976) On the cause and characteristic scales of meandering and braiding in rivers, Journal of Fluid Mechanics 76, 457-480.
Roy, A.G. and Bergeron, N. (1990) Flow and particle paths at a natural river confluence with coarse bed material, Geomorphology 3, 99-1212.
Sapozhnikov, V.B. and Foufoula- Georgiou, E. (1996) Self-affinity in braided rivers, Water Resources Resarch 32(5), 1,429-439.
Sapozhnikov, V.B. and Foufoula-Georgiou, E. (1997) Experimental evidence of dynamic scaling and indications of self-organized criticality in braided rivers, Water Resources Resaech  33, 1, 983-1,991.
Schumm, S.A. (1968) Speculations concerning paleohydrologic control of terrestrial  sedimentation, Geological Society of America Bulletin 79, 1,573-1,588.
CHRIS PAOLA            (ترجمه: مرضیه موغلی)
                                                                                                                                                                                                                                                                            
 
[1]-Flint
[2]  Burbank
[3]  Indus River
[4] Mair and  Kuhn
[5] W.R.B. Battle
[6] Gardner
[7] Viles
[8] Charles Lyell
[9] Thornes
3Hupp
2 Nayl
[12] Butler
[13]-GAIA
[14]-Egev
[15]-Yeir
[16]-Subellaria Alvealata
[17]-Nayelar
[18]-Viles
[19]-Matorral
[20]-Bechet
[21]-Fiol
[22]-Whitford
[23]-Kay
[24]-Scatena
[25]-Lugo
[26]-Hayden
[27]-Nayelar
[28]-Sharp
[29]-Splettstoesser
[30]-Eudyptes Ciestatus
[31]-Jones
[32]-Grand cayman island
[33]-Hell
[34]-Falk
[35]-Bull
[36]-Laverty
[37]-Mulu
[38]-Barneo
[39]-Aldabra atoll
[40]-Fiol
[41]-Moser
[42]-Smith
[43]-J.g.anderson
[44]-Falkland island
[45]-Nesje
[46]-Rea
[47]-Ballantyne
[48]-Holocene
[49]-Nesje
[50]-Dahl
[51]-Ballantyne
[52]-Kleman
[53]-Bargstrom
[54]-Dredge
[55]-Bahamas
[56]-Dill
[57]-Belize
[58]-Bacshall
[59]-Halocene
[60]-Tight
[61]-Tolman
[62]-Trudgill
[63]-Villes
[64]-Rowland
[65]-Hopkins
[66]-Hiatella arctica
[67]-Viles
[68]-Friedmann
[69]-Ocampo
[70]-Cliona
[71]-Amoebcyte
[72]-Rowland
[73]-Hapkins
[74]-Hiatella arctica
[75]-Lithophaga
[76]-Lithotrya
[77]-Hiatella arctica
[78]-Trudgill
[79]-Crabtree
[80]-Sipunculid
[81]-Polychaete
[82]-Paracentrotus lividus
[83]-Trudgil
[84]-Echinametra lucunter
[85]-Spencer
[86]-Trudgill
[87]-Schneider
[88]-Adriatic
[89]-Vidal Romania
[90]-Twidale
[91]-B. Willis
[92]-W. Bornhardt
[93]-Rio do Janiro
[94]-Yosemite Valley
[95]-Ayers Rock
[96]-Mackey
[97]-Eyles
[98]-Hansom
[99]-Forbes
[100]-Taylor
[101]-Ludwig Prandtl
[102]-Schlichting
[103]-Geoffrey I. Taylor
[104]-Theodor von Karman
[105]-Middleton
[106]-Wilcock
[107]-Osborne Reynolds
[108]-Schlichting
[109]-Tritton
[110]-Benett
[111]-Best
[112] Smith
[113] Tritton
[114] Mississippi River
[115] Bennett
[116] Best
[117] Tritton
[118] Middleton
[119] Wilcock
[120] Schlichting
[121] Smith
[122] Smith
[123] Prandtl
[124] Van Karman
[125] Coles
[126] Middleton
[127] Wilcock
[128] Schlichting
[129] Bridge
[130] Bennett
[131] Shields
[132] N.L.Bowen
[133] Goldich
[134]  Rakaia River
[135] Ganges- Brahmaputra
[136]Ashmore
[137]Best
[138] Roy and Bergeron
[139] Fredsoe
[140] Parker
[141] Fougoula- Georgiou
[142] Sapozhnikov
[143] Ashmore
[144] Paola
[145] Reynolds
[146] Murray
[147] Paola
دفعات مشاهده: 105 بار   |   دفعات چاپ: 15 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.101 seconds with 885 queries by yektaweb 3506