[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 Calanque تا Catasrophism ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 
 
 
C
CALANQUE - کالانک
خلیج های کوچک ساحلی ( مانند شرق مارسیلیس)، که منجر به تشکیل شکلی، تنگه مانند می شوند. این خلیج ها به صورت گستره ای پیرامون دریای مدیترانه[1] گسترش یافته اند و ممکن است اطراف دره های خشک کارستی در مقیاسی کوچکتر شکل گرفته باشند. همچنین میتوان به دماغه فلاندرین[2] در خلیج هولوسن[3] اشاره نمود. موقعیت این خلیج ها ممکن است بوسیله گسل کنترل شده باشد. در منطقه ی مالورکا[4] آن ها را کالز[5] می نامند.
Further reading
Nicod, J. (1951) Le probleme de la classification des ‘calanques’ parmi les formes de cotes de submersion,Revue de Geomorphologie Dynamique 2, 120–127.
Paskoff, R. and Sanlaville, P. (1978) Observations geomorphologiques sur les cotes de l’archipel Maltais, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 22, 310–328.
A.S. GOUDIE   (ترجمه: علی جهانفر)
 
CALCRETE - کالکریت
این واژه توسط لامپلاژ[6] در سال 1902، برای توصیف مواد جمع شونده در نزدیک سطح که اکثرا کربنات کلسیم (CaCO3) است، مطرح شد که در انواع و اشکال گوناگون از پودری گرفته تا سخت و سفت را شامل می شود. تشکیل کالکریت[7] از کاهش فرایند های فیزیکی و شیمیایی در یک منطقه آب و هوایی که منجر به ورود CaCO3 به مقطعی از خاک، رسوب و سنگهای در معرض آب و هوا ناشی می شود. توسعه کالکریت از حرکت جانبی یا عمودی محلول از طریق  منطقه وادوز و در سیستم های زیرزمینی از منطقه فراتیک، به مرور زمان، ازکریستالهای کلسیت اشباع شده ازCaCO3 حاصل می شود(Wright and Tucker 1991 ).     
کالکریتها اغلب درمقطعی از خاک، جایی که ممکن است به شکل یک یا چند افق باشند، کالکریتها نوع خاصی از خاک نمی باشند. این واژه مترادف باکالیچ ( نیترات سدیم) و کنکور می باشد اما متفاوت ازدیگر انواع CaCO3 سیمانی شده مانند غارسنگ ها، جلبک دریاچه ای ( استروماتولیت ) و توفها و تراورتن، سواحل سنگی یا نهشته های بادی. تخمین زده شده، که کالکریتها 13% سطح زمین را تشکیل می دهند و بیشترین گسترش آنها در نواحی نیمه خشک است. بخش مهمی از مناظر منطقه خشک را شکل داده اند و به خوبی زمانی که در آستانه رسوب گذاری هستند قابلیت سخت شدن می گیرد(نگاه کنید به آستانه، ژئومورفولوژی). نواحی عمده که کالکریتها ایجاد می شود، شامل فلات های بلند آمریکا (e.g. Gile et al. 1966; Machette 1985)، شمال صحرای آفریقا (e.g. Goudie 1973)، صحرای کالاهاری در آفریقای جنوبیe.g. Watts 1980; Netterberg 1980)) مرکز و غرب استرلیا 1983) e.g. Mann and Horwitz 1979; Milnes and Hutton ) و بخش هایی از جنوب اروپا را شامل می شود (e.g. Nash and Smith 1998). همبستگی زیادی بین توزیع کالکریت و مناطق خشک وجود داردکه منجر به استفاده وسیع از کالکریت در گزارشهای زمین شناسی به عنوان شاخص خشکی شده است. هرچند ضروری است قبل از تبیین و توصیف کالکریت ها، منشا کالکریت ها شناسایی شود. در خلال تجمع کربناتها در خاک وجود آب و هوایی نیمه خشک لازم است، کالکریت ها ممکن است با استفاده از مکانیزم ها تحت تاثیر شرایط رطوبت زیاد نیز توسعه یابند.برای مثال کالکریتهای غیر پدوژنیک[8] (خاک زایی نشده) هولوسن در نواحی معتدل از قبیل انگلستان یافت می شود (Strong et al. 1920). به علاوه تجمع کالکریت با کربنات تقریبا قابل کنترل می باشد. کالکریت ها به لحاظ تعداد، پوشش سنگ و توده های افقی به اندازه زیادی متفاوت هستند. تنوع ضخامت براساس منشا و مرحله توسعه یافتگی همراه با لایه های کالکریت پدوژنی[9] ( خاکزایی) به ندرت 25 متر و سطح آب زیر زمینی ممکن به دهها متر ضخامت برسد. بیشتر کالکریت ها سفید، کرم یا خاکستری رنگ، کالکریتها با تعدادی (اولولیست ) CaMg(CO3)2اغلب حضور دارد اندازه وشکل کریستالهای کلیست بستگی به ترکیب ماده میزان دوره رطوبت واثر مکانیزم ها بیولوژیکی دارد. سیمان کالکریتها نوعا بوسیله کریستالهای ریز کربن و کریستال های بزرگ کلیست و منیزیوم (دولومیت) هستند.
اندازه و شکل بلورهای کلسیت به ترکیب شیمایی سنگ، مدت زمان تاثیر رطوبت و تاثیر مکانیزم های زیستی وابسته است. سیمان کالکریت ها شامل دانه های ریز کربنات است، اگرچه بلورهای بزرگتر کلسیت نیز به عنوان سیمان حضور دارند. اگر تثبیت بیولوژیکی کربنات در طی فرایند توسعه رخ دهد کلیست احتمالا به صورت یک ترکیب پیچیده با غلبه ساختارهای آلی که به صورت قطعات ریز میکروسکوپی دیده می شود و بوسیله مکانیزم معدنی شدن توسعه می یابد. (Wrigh and Tucker 1991). میانگین جهانی ترکیب شیمیایی کالکریتها 78 درصد CaCO3، 12درصدSiO2 ، 3 درصدMgO، 2 درصد Fe2O3 و 2 درصد Al2O می باشد (Goudie1973), گرچه اختلاف بین کالکریتها بواسطه مواد شیمیایی ثانویه، نوع سیمان، حضور سلیس و سیلیکاتها، منشا ومراحل شکل گیری می باشد. طیف وسیعی ازطرحهای طبقه بندی برای کالکریت ها هستند،که عمدتا با استفاده از معیارهای مورفولوژی تقسیم می شوند. برای مثال نتربرگ[10] (1980)، طبقه بندی بر اساس اشکال شناسایی شده شامل، انواع خاکهای کلسیم دار، پودری، نودولی، کندویی، سفت شده، ورقه ورقه ای و صخره ای است، که این مراحل بازتاب شرایط شکل گیری بسیاری از انواع کالکریتها است. گیلی[11] و همکاران (1966) و ماچت[12] ( 1985) طرحی برای شناسایی کالکریتها در مراحل مختلف شکل گیری پیشنهاد نمودند.در این طرح مراحل 1 تا ۳، شامل کالکریتهایی است از نظر شکلی ساده از تجمع کربنات درون خاک هایی است که با تکامل بیشتر افق ها، وارد مرحله ۴ و ۵ می شود.
کالکریتها ها دارای طبقه بندی بر اساس رژیم هیدولوژی، منطقه وادوز، حاشیه کاپیلاریته و منطقه اشباع شناسایی شده اند. سایر تقسیم بندی ها کالکریتها براساس میزان دولومیت (Nettberg1980 ) یا فراوانی نسبی میزان سیمان الفا و بتا می باشد (Wright-Tcker1991). با این حال در هیچ یک از طبقه بندی ها مکانیزم های متفاوت شکل گیری کالکاریتها کاملا متمایز نشده است. از نظر نوع طبقه بندی بیشترین کمک به این طرح تقسیم بندی توسط (Carlis 1983) صورت گرفته است (جدول ۵). 
جدول 5: طبقه بندی انواع کالکریت بر اساس منشاء
محیط تشکیل نوع کالکریت توصیف نوع کالکریت نحوه شکل گیری
پدوژنی کالکریت پدوژنی کالیچ، کنکار، کالیچ سنگی افقی توزیع مجدد کربنات کلسیم 
غیر پدوژنی کالکریت های غیر پدوژنی سطحی پوسته نازک ورقه ای، سخت شده، شکل گرفته به وسیله انتقال
غیر پدوژنی
 
سطحی کربنات کلسیم
کالکریت های غیر پدوژنی منطقه تهویه
در منطقه تهویه خاک
 
شکل گیری به دلیل تجمع کربنات
 
غیر پدوژنی
 
 
در بخشهای نفوذ پذیر( منافذ)آبراهه
کالکریت های غیر پدوژنی آبهای زیرزمینی
حاشیه دریاچه؛ آبرفتی، تراس گسلی و
کالکریت دره ای، کانالی، دلتایی
 
شکل گیری به وسیله انتقال جانبی
 
غیرپدوژنی
 
 
آبهای زیر زمینی  
کالکریت های غیر پدوژنی تخریبی سخت شده گی مجدد ازخرد شدن یا کالکریت برش شده
کربنات کلسیم
کالکریتهای با سیمان شدگی مجدد
 
 
شکل گیری به وسیله سیمان
 
منبع: After Carlisle (1983)
کالکریتها ها بر اساس معیارهای مورفولوژی، شیمیایی، معیارهای میکرو و ماکرومورفولوژی به دو زیر مجموعه (فرم) پدوژنی یا غیر پدوژنی تقسیم بندی می شوند.
کالکریتهای پدوژنی، نزدیک سطح زمین، معمولا در نواحی که زاویه شیب کم است تشکیل می شوند، از طریق حرکت، توزیع مجدد و تجمع نسبیCaco3 در مقطعی از خاک شکل می گیرند. تشکیل این نوع کالکریت در مواردی ممکن است حاصل ورود و تجمعCaco3 ، که از افزایش کربنات ناشی میشود باشد.            معمولا چنین کالکریتهای، کربناتهای غنی شده Caco3 را نشان می دهند. بخش فوقانی مقطع اصلی آن از نوع پودری یا نودولی می باشد که بوسیله لایه های سخت و سنگین پوشیده شده و ممکن است این لایه به نوبه خود توسط ورقه های نازک پوشش داده شده باشد. سیمانها معمولا بر اساس واحد های میکرون تقسیم بندی می شوند. کالکریتها غیرپدوژنی انواع گوناگونی را در بر می گیرد، از لایه های قشری توسعه یافته در سنگ یا سطوح کالکریتی، از طریق تبخیر و با تثبیت بیولوژیکی Caco3 این مساله صورت می گیرد. بزرگترین گروه کالکریت های موجود درآب زیر زمینی هستند که در کانال ها، دره ها، نواحی رسوبی، دلتا و رسوبات ته دریاچه دیده می شوند. در غیاب فرایندهای تشکیل خاک و بعضی اوقات دراعماق دهها متری زیر سطح خشکی دیده می شوند. این کالکریتها، از کالکریتهای خاکزایی شده قابل تمایز هستند، این امر بواسطه فقدان توسعه پروفایل، میکرومورفولوژی ساده، حضور بیشترسیمان های کلیسیت دار و بویژه جایی که پایین تر سطح تراز آب زیرزمینی تشکیل می شوند (Nash- Smith1998). علیرغم دامنه وسیع مکانیزم ها که منجربه شکل گیری آنها می شود همه کالکریتها ناشی از انحلال، حرکت و رسوب گذاری Caco3 محلول می باشند و واکنش آن به صورت زیر می باشد:
Co2+H20 + Caco3 ↔ Ca+2 + 2 Hco3 -
کالکریتها ها نیاز به یک منبع کربناته دارند که معمولا از طریق Caco3 محلول آزاد می شود (Coudo 1983). قابلیت حلالیتCaco3 تقریبا وابسته به PH محیط است و با افزایش سریع حلالیتPH به زیر 9 می رسد، مکانیزم های کاهنده PH و هدایت کننده واکنش به سمت راست از قبیل اسید کربنیک ضعیفH2o + Co2) در معادله) یا افزایش در اثر فشار بخشی از Co2 خاک است، که باعث انحلال خواهد شد.منابع کربنات از محلی دورتر از محل شکل گیری کالکریت با انتقال یا جابجایی و هوازدگی سنگ بستر، مواد آتشفشانی و بقایای مواد ارگانیک می باشد. فقط کربنات ها حلال هستند و احتمال تحرک عمودی و مکانیزم های انتقال جانبی آنها ممکن است و به صورت حل شدن از طریق رودخانه در سیستم آبهای زیرزمینی وجود دارد. انتقال عمودی شامل تراوش یا نفوذ آب سطحی یا افزایش خاصیت کاپیلاریته است. دریافت کربنات ممکن است توسط عواملی که منجر به غلظت کربنات محلول می شود یا به علت افزایشPH محیط رو به افزایش می گذارد، به علاوه مراحل فوق کاهش میزان جریان های حاویCO2 و اثر یون سنگ آهک بصورت متداول از نمونه این موارد هستند (Goudo 1983 - Mook 1986).
References
Carlisle, D. (1983) Concentration of uranium and vanadium in calcretes and gypcretes, in R.C.L. Wilson(ed.) Residual Deposits: Surface Related WeatheringProcesses and Materials, 185–195, London:Geological Society of London.
Gile, L.H., Peterson, F.F. and Grossman, R.B. (1966)Morphological and genetic sequences of carbonateaccumulation in desert oils, Soil Science 101,347–360.
Goudie, A.S. (1973) Duricrusts in Tropical and Subtropical Landscapes, Oxford: Clarendon Press.
——(1983) Calcrete, in A.S. Goudie and K. Pye (eds)Chemical Sediments and Geomorphology, 93–131,London: Academic Press.Lamplugh, G.W. (1902) Calcrete, Geological Magazine 9, 575.
Machette, M.N. (1985) Calcic soils in the southwesternUnited States, in D.L. Weide (ed.) Soils andQuaternary Geology of the Southwestern United States, Geological Society of America Special Paper203, 1–21, Boulder, CO: Geological Society of America.
Mann, A.W. and Horwitz, R.C. (1979) Groundwater calcrete deposits in Australia: some observations from Western Australia, Journal of the Geological Society of Australia 26, 293–303.
Milnes, A.R. and Hutton, J.T. (1983) Calcretes in Australia, in Soils: An Australian Viewpoint,119–162, Melbourne: SIRO/Academic Press.
Nash, D.J. and Smith, R.F. (1998) Multiple calcrete profiles in the Tabernas Basin, southeast Spain: their origins and eomorphic implications, Earth Surface Processes and Landforms 23, 1,009–1,029.
Netterberg, F. (1980) Geology of southern African calcretes: terminology, description, macrofeatures and classification, Transactions of the Geological Society of South Africa 83, 255–283.
Salomons, W. and Mook, W.G. (1986) Isotope geochemistry of carbonates in the weathering zone, in
P. Fritz and J.Ch. Fontes (eds) Handbook of Environmental Isotope Geochemistry, Volume 2,239–269, Amsterdam: Elsevier.
Strong, G.E., Giles, J.R.A. and Wright, V.P. (1992) A Holocene calcrete from North Yorkshire, England: implications for interpreting palaeoclimates using calcretes, Sedimentology 39, 333–347.
Watts, N.L. (1980) Quaternary pedogenic calcretes from the Kalahari (southern Africa): mineralogy, genesisand diagenesis, Sedimentology 27, 661–686.
Wright, V.P. and Tucker, M.E. (1991) Calcretes: an introduction, in V.P. Wright and M.E. Tucker (eds) Calcretes, 1–21, Oxford: Blackwell Scientific.
SEE ALSO: duricrust; silcrete
DAVID J. NASH   (ترجمه: علی جهانفر)
CALDERA - کالدیرا
کالدرا[13] یک چاله آتشفشانی بیضوی یا مدور است که قطرآن ( معمولا از چند تا چند ده کیلومتر) است. کالدیرا به علت تخلیه مواد مذاب آتشفشانی از اتاقک ماگما در پوسته ایجاد می شود، باعث فرونشستن صخره می شود. کالدیرا ها می تواند شکلی از ترکیبات باشد که گدازه های آتشفشان های آنرا ایجاد می کنند. کم سیلیس ها (توده) و پرسیلیس (سیلیسی) از طریق مکانیزم های گوناگون توسعه پیدا می کنند. گدازه ها خارج نشده از آتشفشان سخت نمی باشد و سریع به هم نمی چسبد یک صخره ی جدید آتشفشانی در نتیجه ی این فوران ایجاد می شود. انفجار های زیادی در زمین رخ می دهد که گاها آنرا ابر انفجار می نامند، این مساله کالدیراهای بزرگ را تغییرمی دهد. آتشفشانهایی که تعداد انفجار آنها زیاد است آنها را آتشفشان های بزرگ می نامیم. شکل هندسی و ساختارهای ناشی از همپوشانی کالدیراهای پیچیده است و موجب افزایش پرتابه های آتشفشانی می شود.
 Origins and development - منشا ء و گسترش
انفجارهای فوق العاده باعث خروج چند هزار کیلومتر مکعب (جرم توده های بیشتراز kg 1016) گدازه آتشفشانی می شوند. خروج سریع مقدارزیادی از مواد آشیانه ی ماگما و رسیدن آن به سطح زمین شکستگی های زیادی به سنگ ها و صخره ها وارد می کند. بین میزان گدازه آتشفشانی و دهانه ی آن و میزان پرتابه آتشفشانی رابطه وجود دارد. بزرگترین فوران مربوط به دوره کواترنری[14] در حدود 74000 سال پیش رخ داده است که تقریبا kg 1015×7 ( 3 km 2800 ) گدازه سیلیسی ازآن خارج شده، وسعت و ابعادکالدیرا km 30 km × 100 است که امروزه دریاچه توبا[15] در شمال سوماترا به خود اختصاص داد (Opphimer 2002). این فوران جز ابر آتشفشان ها می باشد که حداقل 2 باراین واقعه در 840000 سال پیش و 500000 سال پیش نیز اتفاق افتاده بود. همچنین یلواستون[16] آمریکا، جاییکه آخرین فوران 600000 سال پیش رخ داده است.اطلاعات مهمی در رابطه با تکامل کالدیرا و ارتباط آن با فورانهای انفجاری به دست آمده است. پیوستگی انفجارها از طریق مطالعات و بررسی ها تعدادی از کالدیراهای تاریخی و ماقبل تاریخی کوچکتر برای مثال دریاچه کارتر[17] (Oregon, USA; Bacon 1983), وآتشفشان سانتورینی[18] (Greece (Plate 19); Druitt et al. 1999) و همچنین مثال کالدیرای قدیمی مانند کالدیرای اسکافل[19] نزدیک دریاچه در انگلیس که متعلق به دوره اردویسین[20] است و فرسایش سبب شده بخشی از ساختار آن آشکار شود (Branney and Kokelaar 1994). چندین فرایند فرو نشست در زیر آن شناخته شده است (Lipman 2000). کالدیراهای بزرگتر منجر به ایجاد صفحات در اشکال بزرگ که بسترآنها شکل مشخصی ندارند می شود. ماگما جابه جایی های به طول km1 ایجاد می کند در عوض مواد ته نشست شده در رابطه با نوع کالدیرا گسترش بافته به صورت ثابت در یک جا باقی نمی ماند. بعضی وقت ها کالدیرا بصورت صفحه ای گاهی به صورت ستونی است. سیستم های پیچیده هندسی صحت و خطای محاسباتی را در توده های گسلی و فرونشسته را نشان می دهد، در مواردی شکستگی در خلال فوران اما پیش از فرونشینی در شکستگی حلقوی (گسل حلقوی) رخ می دهد، کالدیراهای حلقوی و قدیمی بیشتر مشخص می شوند Kokelaar 1994) (Branney and. ریزشها در مقیاس های کوچک نتیجه نسبی از فوران های میانی دهانه مرکزی آتشفشان از قبیل پیناتابو[21] (Philippines) در سال 1991 صورت گرفت که یک کالدیرای قیفی شکل را ایجاد نمود. این کالدیرا فاقد یک شکستگی حلقوی پیوسته یا نشست صفحه می باشد. کالدیرا ها پیوسته به میزان کم فوران سیلیسی دارند که در منطقه هاوایی[22] اختلاف در منابع اصلی آن تفاوت هایی را در میزان سیلیکات ایجاد کرده است. بعضی از تفاسیر درمورد توسعه کالدیرا مرتبط با رشد صفحات به پوسته منطقه هاوایی بر می گردد که فرایند های آن، بازتاب این جریان می باشد. واضح است کالدیرهای منطقه مونالوا و کیلوا[23] ظاهر خیلی جوانی دارند و به نظر می رسد که در فاصله چند قرن اخیر جوان شده اند و از جدایی که موجب شکل گیری گدازه موجود که در آتش فشان های سیلیکاتی ایجاد می شود. در سیستم های سیلیسی به صورت ناخواسته مقادیر ته نشست کالدیرا در آتش فشان ها رابطه آشکاری با میزان فوران دارد. انفجار در کالدیراهای جوان منطقه هاوایی بزرگتراز انفجارهای دیگر مناطق است. هنگامی که این انفجارها رخ می دهد ساختار مواد که ته نشین شده بصورت صفحه ای ایجاد می شود. والکر[24] (1988) براساس نقشه پایه، پیشنهاد داده که آتشفشان قدیمی کولو2 متر روی اواهو[25]، جاییکه به عمق1 کیلومترتحت تاثیر فرسایش قرارگرفته ایجاد شده. در بخش های مرکزی ته نشین های در دهانه قیف مانندکه گدازه تخلیه می شود. والکر پیشنهاد کرده به جای ساختار صفحه ای فوران درتخلیه ماگما در هاوایی توسعه آشیانه ماگما به تراکم توده های نفوذی و گرم شدن ماده مذاب ناشی از گرمای زیاد لیتوسفر، در زیر آشیانه ماگما است.

عکس19: آتشفشان سانتورینی، یونان. آخرین فوران که منجر به تشکیل دهانه قرن قبل از میلاد اتفاق افتاده است، اما در یک سری از فورانهای اخیر به قدرت 1,024 کیلوگرم (Druitt et al. 1999). دهانه پر آب به دریا راه پیدا کرده است.
 ژئومورفولوژی(Geomorphology)
 کالدیراها به وسیله حواشی توپوگرافی محصور شده اند، و محدوده های پرتگاهی کالدیرا مشخص می باشد. دیوارها درونی در کالدیرا جوان صخره ای و اما در نواحی خشکی در طی زمان پسروی داشته که لنداسلایدها از نتایج آن می باشد. با بررسی نقشه بیشترکالدیراهای بزرگ مشخص شده، در حواشی شیب تند می باشد. صخره های باز ایجاد شده بوسیله لغزش ها ممکن است ناشی از ریزش در کف کا لدیرا باشد، گسل (گسل ها حلقوی) ها اغلب در کالدیراهای که عمیقاً فرسایش داده شده و جاییکه دامنه عموماً به حالت عمودی یا پرشیب، وسیعترین بالا آمدگی در بزرگترین کالدیراها اغلب در مرکز توده مرتفع واقعند. مشاهده شده که گسترش عمودی توده، می تواند یک کیلومتر یا بیشتر باشد. توبا مثال خوبی از یک دریاچه می باشد اما در جزیره - جزیره سموسایر[26]- وسعت آن بیش از دریاچه است. جزیره اساسا از مواد آذرآواری[27] ناشی از فوران توف های[28] جوان تر در کالدیرا ، آتشفشان توبا تشکیل شده. رسوبات دریاچه ای چند صد متر بالاتر از سطح امروزی دریاچه قرار دارند، این امر تاییدی بر بالا آمدگی کالدیرا های پیشین است. یلواستون مثال دیگر یک کالدیرای احیا شده می باشد. مکانیزم های احیا مجدد چندان مشخص نیست. پر کردن مجدد آشیانه ماگما یکی از راههای ممکن است، مواد باقیمانده فرار از آشیانه کالدیرا با ایجاد روانه مذاب( ویسکوزیته) موجبات افزایش حجم آن را فراهم می کند (March 1984) . میزان فرسایش مواد و رسوبات پیروکلاستیک ناشی از ته نشست مواد آتشفشانی کالدیرا به سرعت اتفاق می افتد. بویژه برای بخش های که به حالت مذاب در نیامده رخ می دهد، هنگامی که این وضعیت اتفاق می افتد، ستون های ایجاد شده در آن مشابه با موارد مذاب جاری شده ( به لندفرم لاوا مراجعه شود) می تواند تاثیر نیرومندی در انشعاب گدازه که جاری شده است بگذارد. در محیط های خشک روی صفحات خروجی جریان خاکستر ممکن است ( دقت شود پیرامون کالدیرا ) سریعا فرسایش صورت گیرد. شاهد این امر این مطلب است، که فرسایش بادی در قسمت مرکزی منطقه آندن[29] ممکن است باعث کاهش میزان ستون های ایجاد شده توسط آتشفشان ها شود. ویگوامزها [30]یا صخره چادری شکل یکی دیگر از ترکیبات آذر آواری متداول تشکیل شده در اثر فورانهای شکل دهنده کالدیرا است. که بوسیله بخشهای داخلی کانال های زهکشی افزایش یابد و یا به دلیل بلوک های مقاوم گدازه در نهشته های آتشفشانی روی مواد فرسایش یافته ایجادشود.
 
 مخاطرات و تغییرات آب و هوایی (Hazards and climate change)
همراه با تاثیرات شهاب سنگ ها، فوران های آتشفشانی که کالدیرا های بزرگ ایجاد می کنند، بزرگترین حوادث زمین شناسی هستند که در سطح زمین رخ می دهند. در مقایسه با انرژی آزاد شده، فراوانی فوران ها بیشتر از تاثیرات شهاب سنگ ها می باشد. فوران آتشفشان های بزرگ امروزه تاثیرات ویرانگری، هم بر سطح زمین، هم بر جمعیت مناطق و هم اقتصاد جهانی می گذارند. مقادیر زیادی گاز سولفور در جو انتشار پیدا می کند که اثرات شیمیایی و تابشی آن آب و هوای دنیا را تحت تاثیرخود قرار می دهد. آنچه متداول است چیزهای کمی در مورد حوادثی که د رآغاز دنیا رخ دادهاست می دانیم اما فراوانی کالدراها در جهان پهناور علائمی از یک تحول ویرانگر در دوره های تاریخی می باشد  .(Newhall and Dzurisin 1988)
 References
Bacon, C.R. (1983) Eruptive history of Mount Mazama and Crater Lake caldera, Cascade Range, U.S.A.,Journal of Volcanology and Geothermal Research 18,57–115.
Branney, M.J. and Kokelaar, P. (1994) Volcanotectonic faulting, soft-state deformation and rheomorphism of tuffs during development of a piecemeal caldera: English Lake District, Geological Society of America Bulletin 106, 507–530.
Druitt, T.H., Edwards, L., Mellors, R.M., Pyle, D.M., Sparks, R.S.J., Lanphere, M., Davies, M. and Barriero, B. (1999) Santorini Volcano, London: Geological Society.
Lipman, P.W. (2000) Calderas, in H. Sigurdsson,B.F. Houghton, S.R. McNutt, H. Rymer and J. Stix (eds) Encyclopedia of Volcanoes, 643–662, San Diego: Academic Press.
Marsh, B.D. (1984) On the mechanics of caldera resurgence,Journal of Geophysical Research 89, 8,245–8,251.
Newhall, C.G. and Dzurisin, D. (1988) Historical Unrest at Large Calderas of the World, US GeologicalSurvey Bulletin 1,855, 2 volumes.
Oppenheimer, C. (2002) Limited global change due tolargest known Quaternary eruption, Toba 74 kyr BP?Quaternary Science Review 21, 1,593–1,609.
Rampino, M.R. and Self, S. (1993) Climate-volcanism feedback and the Toba eruption of ~74,000 years ago, Quaternary Research 40, 269–280.
Walker, G.P.L. (1988) Three Hawaiian calderas: an origin through loading by shallow intrusions? Journal of Geophysical Research 93, 14,773–14,784.
Further reading
Francis, P. (1993) Volcanoes: A Planetary Perspective,Oxford: Oxford University Press.Friedrich, W.L. (2000) Fire in the Sea, Cambridge:Cambridge University Press.
Long Valley Observatory http://lvo.wr.usgs.gov/ Williams, H. (1941) Calderas and their origin, Bulletin of the Department of Geological Sciences, University of California 25, 239–346.
Yellowstone Volcano Observatory http://volcanoes. usgs.gov/yvo/
SEE ALSO: lava landform; volcano
 
 CALICHE (SODIUM NITRATE) - کالیچ ( نیترات سدیم)
این واژه برای کالکریت و ته نشست های نیترات سدیم به کار می رود. بیشترین شهرت ومهمترین ته نشینی در جهان در بیابان آتاکاما[31] شیلی (Ericksen 1981) و نیز کالیفرنیا و آنتاریکا است . شیلی یک نوار نیترات سدیم به پهنایkm 30 و طول km700 را دارا می باشد. بیشتر سواحل منطقه رینج[32] با نیترات، سیمان - نمک و سیمان در برگرفته شده است که عموما دانه ای از ده ها سانتی متر تا چند متر ضخامت می رسد. سنگ شناسی نهشته ها که درآن تجزیه تخته سنگ ها صورت گرفته توسط سیرل و رانکین[33] (1993) شرح داده شده است. بیشترین نهشته ها در ارتفاع کمتر از 2000 متر است و در بعضی موارد درارتفاع 4000 متر نیز وجود دارد. میزان کمی از این نهشته ها در حاشیه بیابان های پرو که طول آن چندین کیلومتر است ودر شمال مرز شیلی قرار دارد. بخشی از این نهشته ها در قرن 19 و اوایل قرن 20 ایجاد شده است. در منظره کنونی حفره هایی وجود دارد که نشان دهنده وجود نیترات است که در آن نشانه گذاری شده و نیز سایر موارد که بصورت توده مواد زائد است دلیل برای تعیین محل نهشته نیترات، که به مقدار زیادی در مناطق خشک ایجاد می شود این است که حلالیت نیترات سدیم بالاتر ازسایرموارد موجود در قشر (پوسته) زمین می باشد. در آتاکاما که قدیمی ترین بیابان های جهان است متوسط بارندگی کمتر از 1 میلیمتر در سال است و ته نشست نیترات درآن بیشتر متداول است. در بخشی از بیابان بارندگی سالیانه یک تا چند میلی لیتر است و ممکن است در بخشی از بیابان به صورت نامنظم هر 5- 20 سال یکبار اتفاق بیفتد. بارندگی زیاد به اندازه چند سانتی متر یا بیشتر فقط در بعضی موارد در هر قرن اتفاق می افتد . منطقه نیترات کشور شیلی در نواحی است، که تپه های مدور وسیع کوه است و زیر دره های ناشی از پسمانده ها می باشد.
مهمترین منشاءکه در همه موقعیت های توپوگرافی از نوک تپه ها وسیع و کوه به سمت مرکز دره های گسترش داشته است. غنی ترین ته نشست هایی که به شکل گسترده در شیب های پایین دره ها وجود دارد، همچنین از نظرموقعیت ژئومورفولوژیکی بخش زیادی از نیترات، این ماده توسط تبخیر و نیز انتشار گازهای آتشفشانی وارد جو شده و پس از بارندگی این نیترات در انواع رسوبات دیده می شود (Erickson 1981). در این راستا مدلی توسط اریکسون[34] طرح شد(1981: 32) که میزان تجمع نیترات را در زمانی طولانی در جو بررسی می کند، در این حالت از طریق نمکها به میزان 10- 15 میلیون ساله نیترات را تخمین می زنند(دوره زمانی اواسط میوسن، حاکمیت شرایط بسیار خشک). منبع این مواد می تواند دریایی، انتشار ازطریق آتشفشان، واکنش های فتوشیمیایی و ذرات ناشی از دریاچه نمک باشد. نیترات ایجاد شده بوسیله مواد نمکی در گذشته های دور رخ داده است و فلات ها پست شیب دار با اراضی فاقد پستی و بلندی و جاهایی که آب باران بیشترین حلالیت را دارد در اعماق زیر زمینی منشا این تاثیرات می باشد. درمدل اریکسون تشیکل لایه نیترات به عنوان نتیجه نشست اتمسفری در دراز مدت است که در مطالعات ایزوتوپ ها پایدار اخیرا مطالعه شده اند. (Bohlke et al. 1997).
References
Bohlke, J.K., Ericksen, G.E. and Revesz, K. (1997) Stable isotopes evidence for an atmospheric origin of desert nitrate deposits n northern Chile and southern California, USA, Chemical Geology 136, 135–152.
Ericksen, G.E. (1981) Geology and origin of the Chilean nitrate deposits, United States Geological Survey Professional Paper ,188.
Searl, A. and Rankin, S. (1993) A preliminary petrographic study of the Chilean nitrates, Geological Magazine 130, 319–333.
A.S. GOUDIE   (ترجمه: علی جهانفر)
 
 CALVING GLACIER- یخ زایی یخچال، جدایی توده یخی از یخچال
یخ زایی یخچال[35] فرایندی است که به موجب آن روند توده یخ به شکل کوه یخی[36] متوقف می شود. ممکن است این وضعیت ناشی از دما یا پدیده قطبی( نگاه به یخچال)، یا ممکن است بواسطه شناورشدن در داخل دریاچه و دریا باشد و انواع گوناگون دیگری نیز وجود دارد. یخچال ها توزیع فراوانی دارند، اما زمانی که بوجود می آیند ممکن است یک مقدار وسیع یخ حاصل شود و زاویه ارتفاع امواج یخچالی آن به بیش از 45 درجه برسد. الگوی حرکت آنها سریع و مشخصا در نواحی انتهایی به صورت گسترده است که تدریجا شکاف بزرگی درآن ایجاد می شود. پرتگاه یخ در این حالت به 80 متر می رسد. فعالیت یخچال روی سطح آب از طریق اجزای کوچک یخ به وسیله ستون های با ارتفاع زیاد که کوه یخی را موجب می شود. زیر سطح آب بیشتر یخ ممکن است از طریق ذوب شدن از بین برود اما درآب های عمیق، شناور شدن توام با نوسان است و حجم توده یخ به میزان زیادی بزرگ می باشد. در دریاچه ها، ذوب شدن در سطح آب می تواند به علت برخورد توده یخی با پرتگاه باشد. حرکت یخچال باعث می شود که مقادیر خیلی زیادی یخ از بین رفته و ذوب شود. یخ زایی یخچال درآب های عمیق سریع تر رخ می دهد. همبستگی بین میزان جدایی یخ (uc متر در سال ) و عمق آب (bw) خطی است و به سادگی چنین بیان کرد که chw= uc. میزان ضریب c در مکانهای مختلف متفاوت است و بر اساس تغییر بیشترین و کمترین دمای توده یخی متفاوت است. برای فیوردها با عمق بیشتر ضریب c بیشتر از دریاچه می باشد. همبستگی ایجاد شده بین میزان یخ زایی و عمق آب ممکن است، بر میزان سرعت یخ زایی که متاثر از عمق آب است تاثیر داشته باشد یا نباشد. یخ زایی یخچال یخ به سه دلیل مهم رخ می دهد:
 
  1. پویایی یخچال( Glacier dynamics)
یخ زایی یخچال ها جز پویاترین عناصر در تعدادی از توده های یخی جهان می باشد. و عمدتا به معنی کاهش یخ از دویخچال قاره ای گرینلند و قطب جنوب می باشد. در طی مراحل گرم شدن هوا در عصر کواترنری ذوب یخ فرایند (نگاه شود دوره های یخچالی (دورهای بین یخچالی و مراحل بین پسروی و پیش روی یخچال ها )غالب کاهش توده یخ درعرض های متوسط در صفحات یخی بود. کارایی ذوب یخ به توضیح میزان کاتاسترفیسم بودن عدم تلفیق صفحات یخی کمک می کند . توده سنگین کوههای یخ درطی افتادن صفحات یخی، یخ به علت تغییرات جهانی آب و هوایی و جانشین شدن سیکل آب و هوایی اقیانوسی رخ می دهد.
 
2- رفتارهای غیراقلیمی (Non-climatic behavior)
نوسانات یخ زایی به مقدار زیادی وابسته به کنترل توپوگرافی می باشد( دقت شود نقاط پاینینگ). تعدادی از این عوامل در ارتباط با نوسانات آب (جذر و مد) هستند،که به صورت چرخه ای رخ می دهد. در بعضی مواقع تغییرات با آب هوا ارتباطی ندارد و فواصل زیاد ناشی از قرون گذشته در این مسئله تاثیر می گذارد. بنابراین نه فقط رفتار همزمان ذوب یخ و نه گزارشات ژئومورفولوژی از نوسانات کاهشی در گذشته( نگاه شود مورن)، به عنوان شاخص قابل قبول تغییرات آب و هوایی می باشد.
3- اثرات اقتصادی- اجتماعی(Socio-economic impacts)
ذوب یخ اثرات ویژه بر منابع و خطرات ژئومورفولوژیکی برای جامعه دارد. از جمله منابع می توان در زمینه توریسم و ظرفیت های کوههای یخی ستونی در منطقه قطب جنوب بر منابع آب تازه اشاره نمود، مخاطرات شامل کوههای یخ و سیل.
Further reading
Van der Ween, C.J. (2002) Calving glaciers, Progress in Physical Geography 26, 96–122.
Warren, C.R. (1992) Iceberg calving and the glacioclimatic record, Progress in Physical Geography 16,253–282.
CHARLES WARREN   (ترجمه: علی جهانفر)
 
- CAMBERING AND VALLEY BULGING انحنا و برآمدگی دره
انحنا در جایی حاصل می شود که شکاف دره با مقیاس وسیع تحت تاثیر، فرورفتن سنگ بستر در لایه های مستعد که دارای سراشیبی زیاد است قرار می گیرد لایه های مستعد پایینتر از لایه های مقاوم قرار می گیرند.
لایه فروافتاده شامل یک پوشش ضعیف که در سطح رویی آن سنگ است و پایین حواشی (لبه های ) دره می باشد. این پوشش سطح رویی سنگ گواهی بر گسترش عمیق ساختار ماده ی خاکستری رنگ دارد ( شکل 17). ماده خاکستری رنگ به صورت موازی با خطوط و جدا از بلوک ها در سطح رویی سنگ ها قرارگرفته است. این بلوک ها به کج شدن به سمت جلو منجرمی شود. افزایش وضوح سرازیری های و شکل گیری وسیع آن تحت یک گزارش با عنوان ساختارشکستگی - شیب آمده است(شکل 17). خمیدگی اغلب با گسترش به شکلی، طاقی شکل درون محور دره و زیر لایه بستر که دارای عمق کمتری است رخ می دهد، و نتیجه آن نیز ایجاد برآمدگی دره می شود. این ساختارها ناشی از جدا شدن در بخشهای مستعد و در زمان شکل گیری پرمافروست در عمق و تاثیر گذاری فرایند ذوب به دلیل افزایش گرما در لایه پرمافروست درطی دوره گذر از سرما به دوره گرم شکل گرفته است. و متعاقب آن فرایند های منسجم گرم شدن، باعث گرم شدن لایه پرمافروست پایینی می شود. هادچینسون [37] (1991) با مروری بر جزئیات فرایند ها و ساختارهای خمیدگی و توسعه برآمدگی دره نمود. تفاسیرکلاسیک ، شکل گیری این اشکال در دره از آهکهای ژوراسیک[38] و لایه های بالایی، رس لیاس[39] در انگلستان توسط (Chandler et al. 1976; Hollingworth et al. 1945; Horswill and Horton 1976) دنبال شد. در معادن اپینگهام[40] به لایه سنگ آهک خمیده شده که کناره دره را پوشش داده است، بافت های خاکستری رنگ بلوک های خمیده را از هم جدا می کند و ساختار ساده از شکستگی و شیب را نشان می دهد. برآمدگی دره بوسیله تغییرجهت های لایه های افقی به عنوان نشانه در درون بخش بالایی یک لایه رُس نمایان می شود خاک رُس به عمق 25- 30 مترگسترش می یابد مبنایی برای رشد کنونی سطوح نشان می دهد، پیشنهاد می شود که فاز موزاییکی شدن پس از دره اصلی ایجاد شود. این توزیع بوسیله یک پلان مشترک که عمق 30 و 60 متر ته دره اتفاق می افتد، احتمالا انعکاس از لایه های رس موزاییکی شده و نیز از اثرات ترکیبی جدایی یخ، شیب و لغزش سطحی است. نیز هادچینسون (1991: Figure 5.5) ، دو بالا آمدگی دره را بر اساس جایگزینی ها تخمین زده است.

شکل 17: انحنا و برآمدگی، در دره گواش، لینکلن شایر، انگلستانand Horton 1976) (Horswill
که در منطقه اپینگهام انجام داد (Vaughan 1976) که بر اساس مراحل زیر پیشنهاد نمود:
1- بریدگی (شکاف) اولیه رودخانه منجر به برگشت دره به حالت اولیه می شود.
2- توسعه پرمافروست دراعماق زمین با فرایند های یخی و افزایش در میزان رسوبات، یخ زده همراه است.
3- خزش بخشی از رسوبات یخ، دراثرتنش های جانبی به علت گسترش و انحنا اولیه پوشش سنگی مقاوم می باشد.
4- کاهش و تخریب پرمافراست به سبب تغییرات بزرگ مقیاس آب و هوا که منجربه ذوب شدن سطوح بالایی اولیه و افزایش روانه گلی می شود. و نیز باعث جابجایی و پوشش سنگی به پایین دره می شود که روی لایه زیرین نرم و ذوب شده به حرکت در می آیند.
5- ذوب شدن پرمافراست، انرژی حرارتی، زمین گرمایی و تاثیر زیاد منافذ به دلیل نفوذ ماگما.
6- نفوذ جانبی گِل و رُس ذوب شده در لایه پرمافراست به سمت پایین دره منجر به فشردگی محور دره و افزایش برآمدگی در ساختار دره می شود. خمیدگی و برآمدگی دره رخدادی از ساختارهای بزرگ درموردلایه پرمافراست دراعماق داخلی زمین است.
وقوع این برآمدگی و انحنا در دره ناشی از پرمافراست به عنوان شرایط باقی مانده از فعالیتهای یخچالی دوره کواترنری برای مهندسان در زمینه طراحی اصول ساختمان بویژه وضعیت بافت های خاک و ساختارآن اهمیت کاربردی دارد. بویژه اینکه ساخت وساز ممکن است موجب شده نفوذ آب، افزایش یافته و فونداسیون و ساختار بنا تحت تاثیر این امر قرار گیرد.
References
Chandler, R.J., Kellaway, G.A., Skempton, A.W. and Wyatt, R.J. (1976) Valley slope sections in Jurassic strata near Bath, Somerset, Philosophical Transactions of the Royal Society A283, 527–556.
Hollingworth, S.E., Taylor, J.H. and Kellaway, G.A. (1945) Large-scale superficial structures in the Northamptonshire Ironstone Field, Quarterly Journal of the Geological Society 100, 1–35.
Horswill, P. and Horton, A. (1976) Cambering and valley bulging in the Gwash Valley at Empingham, Rutland Philosophical Transactions of the Royal Society A283, 451–461.
Hutchinson, J.N. (1991) Periglacial slope processes, in A. Forster, M.G. Culshaw, J.C. Cripps, J.A. Little and C.F. Moon (eds) Quaternary Engineering Geology, Geological Society Engineering Geology Special Publication 7, 283–331.
Vaughan, P.R. (1976) The deformations of the Empingham Valley slope, Appendix to P. Horswill and A. Horton (1976) Cambering and valley bulging in the Gwash Valley at Empingham, Rutland, Philosophical Transactions of the Royal Society A283, 451–461.
CHARLES HARRIS   (ترجمه: علی جهانفر)
CANYON کانیون
کانیون یک دره طولانی نسبتا عمیق و باریک است، دره ای با حاشیه پرشیب، که اغلب تمام آن بریده شده ومانند شکلی پرتگاههای رسوبی در دیواره های دره است.
این لغت از واژه ی کانون اسپانیایی مشتق شده است. کانیون ها بوسیله جریان آب شکل گرفته اند. این واژه نوعا برای مناطق خشک و نیمه خشک است، در غرب آمریکا نیزاز این واژه استفاده می شود برای مثال تنگه بزرگ در غرب ایالات متحده آمریکا ( مشابه گراند کانیون در آریزونای آمریکا). کانیون ها مشابه دره ها هستند(نگاه به دره....)، اما طرف دیوارها همیشه شیب دار نیست. کانیون ها نوعا بزرگتر از دره ها هستند( مراجعه شود به گراند کانیون شامل دره های داخلی که رودخانه کلرادو بریده است). کانیون ها مربوط به مناطق کوهستانی هستند، اما در فلات های بسیار مرتفع بریده شده نیز یافت می شوند. برای مثال( بلک کانیون در جانیسون در فلات کلرادو در آمریکا ) می توان اشاره نمود. کانیون ها در جایی که تغییرات آب و هوایی وفرسایش رودخانه ای اهمیت دارد رُخ می دهد. عواملی که در ایجاد کانیون موثر هستند به صورت متناوب ایجاد کانال های در سراسر صخره ای سنگی می کنند.
JUDY EHLEN   (ترجمه: علی جهانفر)
 
 CAPROCK پوش سنگ (واحد سنگی مقاوم)
از نظر ژئومورفولوژیکی شامل واحد های سنگ شناسی مقاوم است،که اصطلاحا از صخره ها با تفاوت سنگهای مقاوم در برابر فرسایش، فرسایش شکل گرفته پوش سنگ می گویند. اراضی نیمکت[41] شکل، کواستاها، مزاها، بیوت ها و هوگ بگ ها[42] مثالهایی از این اشکال هستند که به وسیله لایه های مقاوم ودو بخش شیب دار پرتگاه های شکل گرفته اند . بخش بالا دارای شیبی، تپه هایی با شیب تند تپه ها و برآمدگی ها مثال هایی از اشکال سطحی هستند که شیب سرازیری شامل سطح شیب دارفوقانی درسنگ مقاوم است، که در قسمت لایه کم مقاوم شیب کاهش می یابد که ناشی ازمقاومت کمتر در قسمت پایین لایه است. آبرفت های بریده شده و پرتگاههای گسلی منشا انواع دره ها، اشکال کواستا و صخره های و سنگهای نرم که گراند کانیون[43]، در جنوب یوتا[44] و آریزونا[45] و در مناطق شیب دار جنوب غرب آلمان را در برمی گیرد. روش ویژه ای برای تعیین مقاومت لایه سنگهای مقاوم در مقیاس متریک وجود ندارد، اما سعی شده که مقاومت را براساس یک مقیاس معمولی تعیین کنند (Schmidt 1991) . صخره های پرتگاهی به طور نسبی مقاومت بیشتری نسبت به صخره های نرم زیرین دارند. مقاومت صخره ها وابسته به موارد سنگ شناسی مانند: سختی مکانیکی که به عنوان عامل محافظت در برابر اثرات مستقیم آب و هوا و فرسایش است، پیوستگی و نفوذ پذیری به واسطه بیشتر شدن مقاومت پوش سنگ در برابر آب.
پوش سنگ با مقاومت کم دارای ویژگی های از جمله ضعف مکانیکی و سادگی ترکیب وکاهش نفوذ پذیری است(Ahnert 1998: 239). تاثیر تفاوت در مقاومت بیشتر در آب و هوای خشک و هوازدگی و فرسایش دیده می شود، حتی جایی که حداقل تفاوت در سنگ شناسی هندسه شیب انعکاس یافته است. و در بیشتر موارد بویژه در آب و هوای بیشتر آب سطحی حضور دارنداهمیت بیشتری برای تعیین مقاومت پوش سنگ از لحاظ مقاومت مکانیکی دارد . رخنمون پوش سنگ عموما فاقد آب سطحی و کاهش تراکم شبکه ها است. نفوذ آب از طریق بدنه صخره تا اینکه به بخش شیب دار نفوذ ناپذیر برسد صورت می گیرد.در بخشهای کم مقاوم پوش سنگ چشمه ها ظاهر شده، که بعضی اوقات به فرایند های قطع شیب و فرایندهای اسارت پیوند دارد. کاهش فعالیت فرسایش آب در پایین سطح صخره به عنوان پشتیبان شیب ها و کاهش مقاومت ،مکانیزم پوششی را کاهش می دهد. بیشتر پوش سنگها، صخره های رسوبی هستند که ماسه سنگ ها ،کنگلومرا و سنگ آهک می باشد. اصلی ترین اجزا و مواد (کربنات، اکسید آهن مواد رسوبی) ؛ باعث کنترل فرسایش و هوازدگی سنگ های ماسه ای و کنگلومرا می شود. فرایند های کارستی در پوش سنگهای کربناتی موثر می باشد. درز و شکافها با افزایش انحلال و در نتیجه افزایش نفوذ پذیری می شود. در زمین های شیب دار، صخره های نرم تر تحت اغلب رس مواد نرم آهکی قرار می گیرد و صخره های آتشفشانی مانند صخره های مقاوم هستند. این امر بویژه زمانی که جریان گدازه به سمت پایین دره حرکت می کند و صخره های رسوبی پیشین را می پوشاند اهمیت دارد. شیب های دره به علت رسوب مواد معدنی در هر 2 طرف جریانات مواد آتشفشانی به دلیل فرسایش و برداشت مواد از بین می رود. جریانات مواد به توجه به مقاومتش ته نشست می شود و این مانند صخره های مقاوم باقی مانده است این فرایند را برجستگی وارونه (نگاه کنید برجستگی های وارونه) می نامند. مثال ها این فرایند ژئومورفولوژیکی ترکیبی و در آتشفشان های دوره ترشیاری در کوههای اوور[46] در ساکسونی[47]، آتشفشان سنوزئیک[48] و در حواشی فلات کلرودا درایالت یوتا و آریزونا است. شکل گیری پرتگاه ممکن است همراه دیوری کراستها[49] شبیه صخره ها باشد. پوسته های مقاوم در لایه های سنگ شناسی همگی توسط فرایند های ایجاد خاک و هوازدگی توسعه می یابند ساختار شیب های این نوع را در واحدها شناسی همگن به سبب هوازدگی و تشکیل خاک این نوع پرتگاهها سنگی را پرتگاه هومولیتیک و بیشترین فراوانی در مناطق نیمه خشک( صخره و کالکریت) و در نواحی استوایی(سیلکریت و فریکریت) وجود دارد. تعدادی از انواع سنگ ها فقط در شرایط و موقعیت های آب و هوایی خاص عملکرد صخره پوششی دارند. گچ برای نمونه یک پوش سنگ درمناطق خشک است (جنوب مراکش) اما در شرایط آب و هوای مرطوب انحلال سولفات به سرعت حل سبب تضعیف واحد سنگی می شود. ژئومورفولوژی شیب فوقانی پرتگاه، سرازیری به وسیله صخره ها کنترل می شود. بویژه در لایه افقی این حالت وجود داردکه بوسیله مجموعه فعالیت کنترل می شود دامنه صخره ها به وسیله حرکات تودهای کنترل می شود. همچنین روی آنها قله تیزی (Trauf) دارد. سنگ های ماسه ای سیمانی(مثال ماسه سنگ ناواهو در فلات کلرادو) نمونه ای از این موارد هستند، که همچنین نواحی سرد و مرطوب که شستشوی ورقه ای و فرایندهای روانه گلی فعال است، در شیب فوقانی می شود. در مناطق خشک قدرت هوازدگی و فرسایش سراشیبی مطرح می شود، صخره های مقاوم بیش براثر فرسایش به سبب انطباق توپوگرافی و ساختار برجستگی است.
در زمین های پرتگاهی با آب و هوای مرطوب سرازیری شیب عمدتا کم است. در مناطق آب و هوای خشک مکانیزمی برای اندازه گیری نرخ فرسایش صخره های وجود ندارد. فرسایش در فرایند هادر شیب صورت گرفته و نتیجه آن موازی ناشی از رکود شیب می باشد. میزان عقب نشینی میزان سراشیب ها توسط سنگ شناسی صخره وپوشش آن کنترل می شود( (Schmidt 1989. تعجبی ندارد که طول زاویه شیب همچنین بوسیله سراشیبی ساختاری و سنگ شناسی کنترل می شود( (Schmidt 1989.
References
Ahnert, F. (1998) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.Schmidt, K.-H. (1989) The significance of scarp retreat for Cenozoic landform evolution on the Colorado Plateau, USA, Earth Surface Processes and Landforms 14, 93–105.
—— (1991) Lithological differentiation of structural landforms on the Colorado Plateau, USA, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 82,153–161.
Further reading
Blume, H. (1971) Probleme der Schichtstufenlandschaft, Darmstadt: Wissenschaftliche Buchgesellschaft.Schmidt, K.-H. (1988) Die Reliefentwicklung desColorado Plateaus, Berliner Geograpische Abhandlungen 49, 1–183.
SEE ALSO: butte; cuesta; hogback; mesa; structurallandform
KARL-HEINZ SCHMIDT   (ترجمه: علی جهانفر)
بحث سخت شدن، صخره ها با پوسته بیرونی که بیشتر مقاومت موارد داخلی به فرسایش است را شرح می دهد. این مورد اشاره به مقاومت مواد درونی در برابر فرسایش است. این سخت شدگی گاها به سفتی تعبیر می شود.
گرچه گاهی اوقات سخت شده، مترادف دیوری کراست استفاده شده، اغلب سخت شدن به هوازدگی تفریقی همان سنگ در ارتباط با هوازدگی پیچیده اشکالی مانند تافونی شکل می دهد (Campbell 1999).
 دو نوع کلی در فرایندهای سخت شدن: نرم شدن بخش درونی و سخت شدن پوسته بیرونی است. جیمز کونکا پیشنهاد توصیف فرایندها را بر اساس ویژگیهای سنگ شناسی می دهد. سنگهای کریستالی مانند گرانیت، به نرم شدن هسته و سنگهای آواری مانند ماسه سنگ به سخت شدن تمایل دارند. دوگانگی می تواند همراه پیوستگی مواد باشد. از آنجایی که دانه های ماسه سنگ به وسیله سخت شده، سیمانی شدن در سطح سبب سخت شدگی می شوند. انواع متفاوتی داشته سنگهای میزبان فلقد عواملی است. سیلیکاتهای بی شکل، کلسیت، بورات کلسیم، خاک رس و مواد معدنی مانند هیدرو اکسید کائولینیت، آهن، مواد معدنی سنگهای ورنی و دیگر عوامل خارجی و گسترش نفوذ در همه ی محیط می شود .طیف وسیعی از پوششهای سطحی سنگهای به عنوان عامل سخت شدن عمل می کنند.لایه محافظ عمدتا سیلیسی و آلومینیوم با آهن تنها بین 20 تا 30 ضخامت، مانع فرسایش شیست سبز در جنوب انگلستان هستند (Mottershead and Pye 1994). نقش لایه سیلیسی در ماسه سنگها در برابر دما بسیار مهم است.یکی از ویژگیهای مهم وجود ماسه سنگ های متخلخل تمایل به سخت شدن یک سطح یا پوسته است( Williams 1994: 382 Robinson and). در قطب جنوب، آهن کاهش لعاب سیلیسی سبب کاهش نفوذپذیری در سطح سنگ فاقد پوشش می شود( (Conca and Astor 1987. شکل گیری لیچن اکسیده به عنوان پوشش ماسه سنگ در مجموعه تئاتر پترا در رم[50] است. پوشش تیره رنگ سیلیسی، اکسیدهای آهن و منگنز و زغال سخت شده در صخره یاروندوتا استرالیا [51]به چشم می خورد (Twidale 1982). گلسنگ ها معمولا در برابر عوامل فرسایش سطحی سنگ، از سنگ زیرین در برابر فرسایش محافظت می کنند. هوازدگی محیطی در تمام مناطق رخ می دهد هر چند در بیابانها به دلیل فقدان پوشش سطحی بیشتر رخ می دهد. در مناطق مرطوب استوایی در فصل مرطوب سال سخت شدن در طول رودخانه ها رخ می دهد. سخت شدن به حفظ یخچالهای کمک می کند. محافظ سیلیسی سبب سخت شدن در نواحی معتدل می شوندWilliams 1994) (Mottershead and Pye 1994; Robinson and. و در مناطق قطب جنوبAstor 1987) (Conca and. در شمال اسکاندیناوی تصاویر آهن و همچنین هوازدگی باهم دیده می شود( ( Dixon et al. 2002. میزان سفت شدن ( صفحه 20)اغلب با منشا زیر سطحی مرتبط است پای (1994). فرایندهای سه مرحله ای مورد بررسی قرار داده است. نخست سنگ میزبان سخت با درزه در زیر سطح. سیلیس، آلومینیم و برخی انواع آهن علت سخت شدگی هستند.دوم، برهنه شدن و روباز شدن درزه های در سطح زمین. سوم فرسایش سنگ زیرسطح سخت شده تافونی[52] نامیده می شود. قطع آبراهه ها در سنگهای گرانیتی که آب و هوا در گریوز[53] اغلب درزه های زیرین، بخش سخت شده را نمایان کرده است. زمین گرمایی و فرایندهای دیگر دیاستروفیسم[54] اغلب درزه درتخته سنگهای سخت شده نمایان می کند.روی مدت زمان سخت شدن اختلاف وجود دارد. زمان سخت شدن در نوشته های مختلف از ماهها تا هزاران سال آمده است. جیمز کونکا[55] میزان و نرخ سخت شدگی را در حوضه مونو[56] در شرق کالیفرنیا مورد مطالعه قرار داده است. زمان یافتن تغییرات دهها هزار سال است. نرخ سخت شدن همراه آب و هوای متفاوت و فرایند ویژه سخت شدن است.

شکل 20 نمونه مورن (یخ رفت) سخت شده در 140000 سال قبل سیرانوادا کالیفرنیا، که در آن ترکیبی از فرایندهای هوازدگی تفریقی در بالای تصویر دیده می شود. سست شدن هسته داخلی که از گرانودیوریت است در این فرایند اهمیت دارد.تصویر در میکروسکوپ الکترونی و نقشه های مربوط سنگ، اطراف چکش دیده می شود. بخشی از سست شدن ناشی از هوازدگی شیمیایی و بخش سخت شده نتیجه نفوذ هوازدگی پوشش در ناحیه بیابانی است.
References
Campbell, S.W. (1999) Chemical weathering associated with tafoni at Papago Park, Central Arizona, Earth Surface Processes and Landforms 24, 271–278.
Conca, J.L. and Astor, A.M. (1987) Capillary moisture flow and the origin of cavernous weathering in d olerites of Bull Pass Antarctica, Geology 15, 151–154.
Dixon, J.C., Thorn, C.E., Darmody, R.G. and Campbell, S.W. (2002) Weathering rinds and rock coatings from an Arctic alpine environment, northern
Scandinavia, Geological Society of America Bulletin 114, 226–238.
Mottershead, D.N. and Pye, K. (1994) Tafoni on coastal slopes, South Devon, U.K., Earth Surface Processes and Landforms 19, 543–563.
Robinson, D.A. and Williams, R.B.G. (1994) Sandstone weathering and landforms in Britain and Europe, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock
Weathering and Landform Evolution, 371–391, Chichester: Wiley.
Twidale, C.R. (1982) Granite Landforms, Amsterdam: Elsevier.
Further reading
Conca, J.L. and Rossman, G.R. (1982) Case-hardening of sandstone, Geology 10, 520–523.
Paradise, T.R. (1995) Sandstone weathering thresholds   n Petra, Jordan, Physical Geography 16, 205–222.
SEE ALSO: chemical weathering; denudation; grus; jointing; rock coating; tafoni; weathering
RONALD I. DORN          ترجمه: علی جهانفر)
CATACLASIS کاتاکلاستی
فرایندی طبیعی که طی آن سنگ تغییر شکل داده و نتیجه تاثیر نیروهای مکانیکی در پوسته است، نمونه آن شکستگی، خرد شدگی، قطعه قطعه شدن و گرانوله شدن (دانه دانه شدن) می باشد. کاتاکلاستی[57] تغییر شکستگی ساده به منطقه از شکستگی و تغییر شکل بدون تغییرات شیمایی که سبب کاهش تخلخل سنگ در کنار حجم سنگ می شود.کاتاکلاستی در شرایط دما و فشار کم و کشش زیاد صورت می گیرد. شکل گیری کاتاکلاستی درسنگ دگرگونی از قطعات زاویه دار شکل گرفته ( مثال سنگ برش تکتونیکی)، فاقد ساختار مشخص، سنگ با بافت پودری شکل، زمانیکه در مقیاس منطقه ای اتفاق افتاده کاتاکلاستی به عنوان یک مکانیزم جریان تفسیر شده است.
STEVE WARD   (ترجمه: علی جهانفر)
CATACLINAL کاتاکلینال
شیب جریان یا دره ای که در جهتی مانند جهت شیب، سنگهای دامنه شکل گرفته است.شیب کاتاکلینال[58] به بخش فوقانی شیب، بخش زیرین شیبها و شیب دامنه (به ترتیب، تندتر، کم عمق تر و شیب سنگهای جانبی) تقسیم بندی می شود. ممکن است این تقسیم بندی شامل لایه های سنگی از پای کوه تا قله باشد ( برای مثال کوه مونت راندل، در رشته کوه راکی کانادا )،(Gruden 2000 ) . در مقابل، شیب آناکلینال در جهت مخالف شیب دامنه است.
 
Reference
Cruden, D.M. (2000) Some forms of mountain peaks in the Canadian Rockies controlled by their rock structure,Quaternary International 68–71, 59–65.
STEVE WARD   (ترجمه: علی جهانفر)
 
CATASTROPHISM کاتاستروفیسم
کاتاستروف[59] واژه رایج حوادث غیرمترقبه که اثرات منفی زیادی بر شمار بسیاری از انسانها دارد. زلزله های بزرگ، طوفان، سیل و جنگ مثالهای خوبی از کاتاستروفیسم هستند. البته عامل همه این حوادث ژئومورفیک نیست. از نظر فنی مخاطرات طبیعی، بلایای با قدرت زیاد، فرکانس پایین ژئوفیزیک و تاثیر منفی اقتصادی و اجتماعی است.
در سطح سوم از نظر فنی، بلایای طبیعی براساس نگرش ها و محاسبات ریاضی مورد آنالیز قرار می گیرد که سیستم های ناپایدار سطح زمین را تحلیل می کند. این نگرش ریاضی را تئوری انشعاب می نامند که شاخه ای خاص از تئوری بلایای طبیعی بزرگ می نامند (Thom1975).
مفهوم اساسی این است که تعدادی از سیستم های زمینی به صورت ذاتی غیرپایدار بوده و ساختاری های پراکنده نامیده شده اند. چنین سیستم به عنوان یک سری مشخص از آستانه ها هستندکه راهکارهایی برای معادلات دینامیک زمین که منحصر به فرد است را به دست می دهند. فراتر از حد آستانه سیستم ،(یا نقطه انشعاب) پایداری و تغییرات ناگهانی ناشی از بلایای بزرگ به اشکال جدید ایجاد می شود. برای مثال در متون مرتبط با ژئومورفولوژی که شامل تقاطع رودخانه که در کوههای هنری[60] یوتا آمریکا اتفاق افتاده است و فرایند های انتقال رسوب رودخانه موجب بروز یک بلای طبیعی بزرگ در این ناحیه شد (Gall 1975). پیش بینی و بررسی های اولیه این مسئله موجب کاهش تلفات گردید(Chapell 1978)
 بلایای طبیعی به اشکال مختلف قبل از قرن 18 و اوایل قرن 19 رخ می داده که شامل یک سری حوادث تاریخی می شود،که ناخواسته اتفاق می افتد و در مقیاس کوچک از این فرایند ها از طریق روش های ژئومورفولوژیکی غالبا ارزیابی می شود. منشا این بلایای طبیعی اغلب در آثار بارون جورج[61]1769-1832)) موجود می باشد اما ما در زیر نشان می دهیم که تعدادی از بلایای طبیعی به سال های دور بر می گردد. خاویر را پدر تشریح نسبی تعدادی از بلایای طبیعی در زمین می شناسند. وی زمین لرزه های گوناگون و چشم اندازهای این زلزله ها را تقریبا تجزیه وتحلیل کرده پس از هرفاجعه یک سری گیاه و جانورظاهر می شوند. بنابراین، نیروهای گوناگونی که در سطح زمین است را برای ایجاد این تحولات در فاجعه های طبیعی که در پوسته زمین رخ می دهد را بررسی می کنیم (Cuvier 1817: 36-37). هاگت[62] در سال 1990 به اختصار عنوان کرد که یک سری تغییرات آشفته و لجام گسیخته که ممکن است به صورت تدریجی یا آنی در منطقه ایجاد شود، اما بحث خیلی پیچیده است. انواع متفاوتی از بلایای طبیعی بزرگ وجود دارد و تغییراتی در موارد ارگانیک حاصل می شود که ممکن است این تغییرات بیرونی با درونی باشد. دراین راستا اظهار نظر ها به صورت 2 قطبی مطرح شد یعنی بحث های واقع گرایانه بعضی غیرواقع گرایانه مطرح نمودند. بعضی معتقد بودند که از فرایند های گذشته باید چیزهای جدیدی آموخت و بعضی اذعان می دارند که حوادث ما قبل طبیعی که اتفاق افتاده منحصر به فرد می باشد و قابل تعمیم به آینده نمی باشد. بعضی معتقدند ریشه این بحران و بلایای بزرگ درونی است و بعضی معتقدند به عوامل محیطی مربوط می شود.
هاگت در سال 1990، 8 طبقه بندی و عامل را در ارتباط با بلایای بزرگ طبیعی تشخیص داده که در تاریخ علوم محیطی گذشته شناخته شده می باشد. از این دسته بندی ها 6 مورد، در اینجا مطرح شده است:
1- بلایای طبیعی به صورت مستقیم عمل می کنند[63]: سیستم ورنر با بررسی تاریخ زمین آبراهام ورنر[64] ( 1817- 1749) مثال هایی کلاسیک را در مورد انواع بلایای طبیعی مطرح نمود. او 5 دوره را در مورد تاریخ زمین با توجه به تغییراتی که دراقیانوس ها و رسوب گذاری پوسته قاره ای ایجاد شده بررسی نمود. 5 دوره که توام با تغییرات مستقیم سیستم طبیعی مطرح نمود.
2- بلاهای طبیعی بزرگ که به صورت غیرمستقیم عمل می کنند[65]:
رنه دکارت [66](1650-1596)، ریشه اصلی حوادث زمینی را به حوادثی چون جا به جایی لایه ها و آزاد شدن حجم زیادی از آب و ایجادسیل اشاره دارد سیستم وی بحث تکامل و بی نظمی را مرتبط با خداوند می داند و آن را قوانین طبیعی الهی توصیف می کند. تعدادی از زمین شناسان مانند ویلیام باکلند[67]، آدام سیجویک[68] (1873- 1785)، ویلیام کانیبر[69] (1857-1787) و رابرت ماریسون[70] (1871-1792) جز این دسته از زمین شناسان هستند که به این مساله که خداوند ریشه همه این تغییرات و بلایای طبیعی است و باعث می شود پس از این حوادث ، گونه های جدیدی ایجاد شود.
3- بلاهای طبیعی به صورت وضعیت پایدار و غیر مستقیم عمل می کنند[71].
 براون ژرژ کوویه (1832- 1769) از زمره این گروه دانشمندان با این نظریه می باشد. او معتقد است که گزارشهای بلایای طبیعی تغییرات زیادی رخ می دهد که حالت عادی دارد و فرایند های اقدامی آهسته در سطح زمین رخ می دهد و هر فاجعه طبیعی در چشم انداز جهانی مجموعه ای جدید از گیاهان و جانوران را ایجاد می کند که مرتبط با نوع گیاه و جانور نمی باشد.
4-بلایای طبیعی سیستم، محرک درونی [72]
بانی این ایده لوییس آگاسیز[73](1873-1807) است که معتقد است امنیت منجر به بهبود و بقا می شود اما این تغییرات مداوم نیستند. پیشرفت زندگی و طرح ریزی الهی[74] از طریق بلایای طبیعی در جهان غیر زنده که است رخ می دهد و به جهان زنده تسری می یابد اما رابطه علت و معلولی بین این دو نیست.
5- بلایای طبیعی مستقیما متاثر از محیط [75]
این ایده توسط ویلیام باکلند مطرح شد، معتقد است که یک سری فجایع که اتفاق می افتد، مجموعه جدیدی از گونه ها را پس از تشدید رخداد خلق می کند. هر پدیده جدیدی یک اصلاح در گذشته و موجب بهبود در ارگانیسم ها در راستای بهبود نظم با محیط تغییر داده شده می باشد.
6- بلایای بزرگ مستقیم متاثر از محیط که سه حالت دارد[76]
بارون ژرژکوویه حامی این دیدگاه است. او اعتقاد به پیشرفت ارگانیسم ها ندارد. او چهار گروه از حیوانات را شناسایی کرده است که تعدادی از آنها پیشرفت نداشته و ثابت می باشند اعضا این گروهها این طراحی ها با شرایط محیطی در تمام محیط ها انطباق می یابندرخ می دهد. بلایای بزرگ ضرورتا تغییرات ناگهانی محیطی را به دنبال دارد که این تغییرات در خشکی و دریا روی می دهند. عامل تغییر زنده، تغییرات ناگهانی محیط است. در دو طبقه بندی دیگر هاگت حوادث واقعی وحالت پایداری درونی که به ندرت طرفدار دارد مرتبط با پیش از قرن نوزدهم می باشد بیشتر جمعیت پس از قرن بیستم با افزایش بلایای گسترده جدید مواجه بودند این دو طبقه بندی تحت قالب نظریه های محرک درونی پایدار واقع گرایانه می باشد.
از سال 1960، یکی از مهمترین فرضیات در خصوص بلایای طبیعی مطرح شد این است که دوره بازگشت حوادث با مقدار بلاخیزی بسیار بالا اغلب کم اتفاق می افتد و رابطه حوادث بزرگ با تکرار آن رابطه عکس دارد و دلایلی را در این زمینه مطرح نمودند.
1- بهبود دقت در زمینه باستان شناسی زمین به صورت ناخواسته، با تغییرات شرایط گذشته تسریع می شود.
2- کشف گونه های انقراضی در گذشته، افزایش یافته .
3- تعدادی از اشکال ژئومورفولوژی، از قبیل توسعه کانال های موجود در شرق واشنگتن، بیشترین توضیح را برای کاهش رخدادها دارد، حوادث خیلی بزرگ به صورت تدریجی در فرایند های کمی پیوسته رُخ می دهد.
4- بررسی تغییرات در مقیاس کهکشانی
5- علاقه جهانی به تغییرات زیست محیطی ارائه شواهد تغییرات سریع گذشته، در یخهای قطبی در رسوبات عمیق اقیانوسی
6- افزایش در دینامیسم غیر خطی و تئوری بی نظمی شروع شده اند برای آماده کردن راههای تجزیه و بلایای به نظر می رسد که حوادث تاریخ زمین مستقل بر یک سری ترکیبات بلایای طبیعی بزرگ و حوادث تدریجی می باشد. پذیرش رخدادهای فاجعه بار بزرگ باعث رد اثرات فرایند های تدریجی نمی شود. دلیل اصلی برای این می توان به دانشمندان زمین شناسی که در اوایل قرن 19 اذعان داشتند عقاید مذهبی با علوم مدرن سازگاری ندارد و این ایده دیدگاهی دراز مدت است و در جریان سیل نیو چین[77] در غرب و توسط هارلن برتز[78] (1923) ایجاد شد. که منشا را در شرق واشنگتن مطرح نمود. او پیشنهاد می کند که این حوادث می تواند بهتر به وسیله فعالیت سیل های بزرگ در یک دوره چند روزه را بهتر توضیح دهد. واقعیت این است که به ما نشان می دهد که این امر علت موفقیت وابسته به حفاری هایی است که در دریاچه میسولا[79] (Baker 1972) رخ داده است. در تایید نظریه برتز است آنچه مهم است برای شناخت آن چه قضاوت عموم این نیست که بلایا به صورت اصول متحد الفظی و از قانون یکنواختی بیرون کنند. به عبارت دیگر اصول این حوادث ثابت است اما علت ها ناشناخته است و باید فرایند های رسیدن به این موضوع به اندازه کافی دردسترس باشد و این یک راهنمایی است که فرایند های متحد الشکلی آن ها را بشناسیم.
References
Campbell, S.W. (1999) Chemical weathering associatedwith tafoni at Papago Park, Central Arizona, Earth Surface Processes and Landforms 24, 271–278.
Conca, J.L. and Astor, A.M. (1987) Capillary moisture flow and the origin of cavernous weathering in dolerites of Bull Pass Antarctica, Geology 15, 151–154.
Dixon, J.C., Thorn, C.E., Darmody, R.G. and Campbell, S.W. (2002) Weathering rinds and rock coatings from an Arctic alpine environment, northern Scandinavia, Geological Society of America Bulletin 114, 226–238.
Mottershead, D.N. and Pye, K. (1994) Tafoni on coastal slopes, South Devon, U.K., Earth Surface Processes and Landforms 19, 543–563.
Robinson, D.A. and Williams, R.B.G. (1994) Sandstone weathering and landforms in Britain and Europe, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering and Landform Evolution, 371–391,Chichester: Wiley.
Twidale, C.R. (1982) Granite Landforms, Amsterdam:Elsevier.
Further reading
Conca, J.L. and Rossman, G.R. (1982) Case-hardening of sandstone, Geology 10, 520–523.
Paradise, T.R. (1995) Sandstone weathering thresholds in Petra, Jordan, Physical Geography 16, 205–222.
Thornes, J.B. (1983) Evolutionary geomorphology,Geography 68, 225–235.
SEE ALSO: actualism; neocatastrophism; uniformitarianism
OLAV SLAYMAKER   (ترجمه: علی جهانفر)
 
 
[1]-Mediterranean
[2]-Flandrian
[3]- Holocene
[4]- Mallorca
[5]-Calas
[6]- Lamplugh
[7]-Calcrete
[8]-Non-pedogenic
[9]-Pedogenic
[10]- Netterberg
[11]-Gile et al
[12]-Machette
[13]- Calderas
[14]- Quaternary
[15]- Lake Toba
[16]- Yellowstone
[17]- Crater Lake
[18]- Santorini
[19]- Scafell
[20]- Ordovician
[21]- Pinatubo
[22]- Hawaiian
[23]- Mauna Loa and Kılauea
[24]- Walker
[25]- Oahu
[26]-Samosir Island
[27]-pyroclastic
[28]-Tuff
[29]-Andean
[30]-Wigwams
[31]- Atacama Desert
[32]- Coastal Range
[33]- Searl and Rankin
[34]- Ericksen
[35]- Calving GLACIER
[36]- ICEBERG
[37]-Hutchinson
[38]-Jurassic Limestones
[39]-Upper Lias clay
[40]-EmpinghamReservoir
[41]-Tablelands
[42]-hogbacks
[43]-Grand Canyon
[44]-Utah
[45]-Arizona
[46]-Ore Mountains
[47]-Saxony
[48]-Cenozoic
[49]- DURICRUSTs
[50]- Roman Theatre of Petra
[51]- Yarwondutta Rock
[52]- TAFONI
[53]- GRUS
[54]- DIASTROPHISM
[55]- James Conca
[56]- Mono Basin
[57]- Cataclasis
[58]- Cataclinal
[59]- Catastrophes
[60]-Henry Mountains
[61]-Baron Georges Cuvier
[62]-Huggett
[63]-Actualistic directional catastrophism
[64]-Abraham Werner
[65]-Non-actualistic directional catastrophism
[66]-Rene Descartes
[67]-William Buckland
[68]- Adam Sedgwick
[69]-William Conybeare
[70]-Robert Murchison
[71]- Non-actualistic steady-state catastrophism
[72]- Inner-driven directional catastrophism
[73]- Louis Agassiz
[74]- God’s plan
[75]- Environmentally driven directional catastrophism
[76]- Environmentally driven steady-state catastrophism
[77]- Noachian flood
[78]- Harlen Bretz
[79]- Lake Missoula
دفعات مشاهده: 106 بار   |   دفعات چاپ: 14 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.1 seconds with 885 queries by yektaweb 3506