[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 Continental Shelf تا Crustal Deformation ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۲ | 
واژه آخر تر جمه نشده است
CONTINENTAL SHELF - فلات قاره­
عموماً فلات قاره­ ناحیه­ مشخصی در مجاورت قاره و اطراف جزایر است که بین خطوط ساحلی و منطقه شیب قاره قرار دارد. شیب فلات قاره، به سوی سراشیبی شیب قاره است یا به عبارت دیگر مکانی که هیچ شکستی در شیب تا عمق حدود 200 متری وجود ندارد را فلات قاره گویند.
به نقل از گری و همکارانش، فلات قاره قسمت حاشیه­ای قاره­ است که در امتداد جلگه ساحلی، شیب قاره و بالا آمدگی فلات قاره در نظر گرفته می­شود (Gary et al. 1972: 153) و معمولا با لغت سکوی قاره­ای مترادف است (Bakeret al. 1966: 38) فلات قاره به 3 بخش داخلی، میانی و بیرونی طبقه بندی می­شود و این دسته تقسیم­بندی قراردادی بوده و اساس آن بر پایه معیارهای منطقی و علمی تعیین شده است، مانند عمقی که در آن امواج، بستر دریا را آشفته می­کنند، یا فاکتورهای مانند قوانین مرزی در محدوده­ی جغرافیایی که توسط یک دولت تعیین می­گردد. در بسیاری از مناطق، فلات قاره از لحاظ فیزیکی جلگه ساحلی است و فاصله­ی بین این دو محل یک خط ساحلی را ایجاد می­نماید. طبیعت پویای فلات قاره نشانه­ای از خصوصیات فعال خط ساحلی است که به صورت افقی و عمودی در مقیاس فضا و زمان در حرکت است که بسته به میزان اندازه و وسعت تغییر می­کند.
فلات قاره به دلایل زیادی اهمیت دارد. فلات قاره یک محلی است که بسیاری از تغییرات فیزیکی و بیولوژیکی از شرایط و وضعیت خشکی و فرآیندهای اقیانوسی به خشکی است. هنگامی که هر چیزی که از خشکی به اقیانوس جابه­جا می­شود باید از میان فلات قاره عبور کند که شامل مجموعه­ای از سلسله فرآیندهای مهم و اساسی روی فلات قاره است. این فلات­ها محل فعالیت­های بیولوژیکی فراوانی است از این­رو که منبع مواد غذایی عمده از باقی­مانده­های خیزش آب و رواناب زمین­های مرتفع در این قسمت جریان دارد و همچنین این بخش معمولا برای نفوذ نور مناسب می­باشد.
در آخر، فلات­های قاره­ای مکان­های مناسب برای بهره­برداری اقتصادی اعم از تجاری، تفریحی و شیلات می­باشند. در آب­های فلات قاره از شن و ماسه­ و سایر مواد معدنی و رسوبات سطحی که از طریق رسوب­گذاری انباشته شده و در هر یک از سطوح مختلف بدنه­ی فلات به تله افتاده و نفت و گاز را تشکیل و ایجاد کرده­اند. از این­رو در کوچکترین مقیاس، خط ساحلی مرز بین جلگه ساحلی و فلات قاره در ثانیه و ساعت­ها و در مواجه با امواج و جزر و مد تغییر می­کند. در حالی که احتمالا مهمتر این است که تغییرات یخچالی و سطح تراز دریا در چند هزار سال در سراسر جهان در طول دوره کواترنر خط ساحلی را ده­ها کیلومتر به صورت افقی و صد­ها متر در جهت عمودی جا­به­جا کرده است. علاوه بر این عواقب ناشی از فعالیت­های تکتونیکی منطقه­ای و محلی نیز که معمولا همراه با نوسان بوده، به روند تغییرات سطح دریا نیز افزوده است. وجود و یا عدم وجود تکتونیک به شکل­گیری فلات قاره کمک می­کند. وجود صفحات تکتونیکی در مجاورت حاشیه فلات قاره( مراجعه شود به تکتونیک صفحه­ای) و نوع دینامیک بین دو صفحه تکتونیک مدفون شده زیر خاک، نقش بسیار مهمی در شکل­گیری و عملکرد فلات قاره ایفا می­کند. شاید فلات­های قاره­ای که به کمترین حالت زمین شناسی ممکن گسترش پیدا کرده­اند، آن­هایی هستند که در امتداد با مرز صفحات همگرا و معمولا در یک حاشیه فعال در اطراف بسیاری از مناطق اقیانوس آرام و در امتداد سواحل شمالی دریای مدیترانه رخ می­دهد. گرچه این شرایط به طور بالقوه­ای پیچیده و از نظر زمین شناسی حاشیه قاره جالب است، میزان فعالیتهای تکتونیکی در طول زمانی محدود که در طی آن فرآیندهای دریایی بر سطح حجمی مشخص از رسوب یا مکانی بر روی فلات قاره عمل می­کنند. با این حال فرآیندهای که از نظر جغرافیایی محدود به حوزه فلات قاره است حاصل جریان سریع مواد جاری شده در اثر نیروی جاذبه بین مناطق مرتفع شیبدار و مناطق قاره­ای نزدیک ساحل و مناطق عمیق اقیانوس است ( Milliman and Syvitski 1992). که این نکته اشاره دارد به حوضه­های کوچک که دارای مقدار زیادی از رسوبات است و مانند سیستم­های رودخانه­ای برجسته و بزرگ با حاشیه­ای فعال در حوضه­های اقیانوسی نقش دارد. زمان قرار گرفتن رسوبات در فلات قاره بسیار کوتاه است و جا­به­جای رسوبات در سرتاسر محدوده فلات قاره بیشتر توسط فرآیندهای اقیانوسی کنترل می­شود که واکنشی نسبت به مورفولوژی فلات و دیگر عوامل است. به عنوان مثال منطقه­ای که در آن امواج آب کم عمق است رسوبات معلق زیرین نسبتا محدود است. این محدودیت به نوبه خود باعث سطوح بسیار شیبدار در اثر شدت انتقال امواج و فرآیندهای مرتبط با آن می­شود. شرایط مخالف به­گونه­ای است که یک فلات قاره در یک حاشیه­ی غیرفعال کاملا گسترش پیدا نکرده است همچنان که این شرایط در بسیاری از سواحل آتلانتیک شمالی و جنوب آمریکا، اروپا و آفریقا نیز وجود دارد.
یک چنین حاشیه­های قاره­ای کم شیب و وسیع می­تواند مکان­های مهمی برای تجمع رسوبات در یک بازه­ی زمانی طولانی ­باشد. مطالعات در امتداد ساحل شرقی آمریکای شمالی حاکی از یک توالی رسوبات با ضخامت کیلومتری است که با پر شدن سریع ریفت­های دره­ای و یا حوضه­های آبخیز از دوران مزوزوئیک آغاز شده و این روند تا به امروز نیز ادامه دارد (مراجعه کنید به ریفت­های دره­­ای). در مقیاس بزرگ بیشتر از ده­ها متر تغییرات در سطح تراز دریا نقش بسیار مهمی در گسترش فلات قاره­ای ایفا می­کند (Wright 1995). با مطالعه فلات قاره در اقیانوس اطلس در آمریکای شمالی مدت زمان انباشت را که در طی آن هر بخش از بستر دریا به صورت بالقوه در معرض میزان انرژی امواج قرار می­گیرد باعث آشفتگی رسوبات زیرین می­شود. این منطقه از یک خط ساحلی منطقه­ای خیزاب قسمت ساحلی دریا تا عمق مشخص شده­ی امواج دینامیک گسترده شده و فرضیات مربوط به احتمالات امواج خاصی که در این نواحی رخ می­دهند، وجود دارند. وسعت منطقه آشفتگی رسوبات زیرین در درجه اول تابع شیب سطح فلات قاره است.
میزان جابه­جای در سرتاسر منطقه تابع عملکرد میزان تغییرات سطح دریا و شیب فلات قاره است. در مناطقی مانند مناطق مورد مطالعه شده (Wright 1995)، مکان­های که توسط تغییرات سطح دریا در سراسر جهان ایجاد شده­اند، با مدت زمان فعالیت بالقوه­ی زمین نسبتا همزمان می­باشد در حالی که در مناطقی که تاریخ پیچیده­ی دارند، تکتونیک یا ایزوستاتیک یخچالی و تغییرات سطح دریا نقش عمده­ی داشته­اند (Kelley et al. 1992). تاریخ فرایند آنها بسیار پیچیده خواهد شد.
در گسترش و رشد فلات قاره بوسیله رسوبگذاری به سمت بالا یا بیرون، دیگر عوامل میتوانند نقش داشته باشند مانند تله انداختن رسوبات و رسوب گذاری ثانویه که فلات قاره را شکل می دهند. صخره­های مرجانی دریایی طویل سد مانند، گنبدهای موازی با ساحل، بلوک­های گسلی و یا چین خوردگی­ها میتوانند به شکل سد در عرض فلات قاره مانع ایجاد کنند که باعث انتقال رسوبات شود. در وضعیتی که فلات قاره دور از دریا در شرایط آرام قرار دارد و مقدار بسیار زیادی از رسوبات در خود جای داده است توده رسوبات روی هم انباشته میتواند باعث فرونشست ایزوستاتیک شده که نتایج آن عمیق­تر شدن حوضه های رسوبی و به دام انداختن رسوبات بیشتر است. در مورد گسترش عمق دره بالتیمور با بیشتر از حدود 15 کیلومتر ضخامت به نظر میرسد که با پر شدن گرابن و یا حوضه های ریفتی تشکیل شده در طی مزوزوئیک و در جاهایی که سدهای صخره های دریایی در ژوراسیک و کرتاسه تشکیل شده است(Schlee 1980).
عوامل متعددی از جمله عرض و شیب فلات قاره، میزان تغییر نسبی سطح دریا و قابلیت رسوبگذاری و ویژگی های آن در رسوبگذاری و شدت تعیین فرآیندهای فیزیکی اقیانوسی تعیین میکنند که آیا یک فلات قاره به صورت افقی یا عمودی ساخته شده است و یا زمانی که به صورت یک کانال برای رسوب در حال حرکت از قاره به عمق دریا بوده به هم پیوسته نبوده است. به طور مشابه، تعامل میزان و مکان انباشت رسوب در فلات قاره با میزان بالاآمدگی سطح دریا که باعث می­شود یک ناحیه دچار پیش­روی یا پسروی دریا شود تحت تاثیر قرار می­گیرد. درک درست از چگونگی فرآیندهای اشکال رودخانه­ای و دلتایی و چگونگی شکل­گیری آنها میتواند به شناخت چگونگی گسترش فلات قاره کمک کند بخصوص که اکثر دلتاها روی فلات قاره یا در سرتاسرآن شکل می­گیرند.
این عوامل در ترکیب با یکدیگر عوامل مانند اقلیم، باعث تعیین خصوصیات و ویژگی رسوبات انباشته شده رو یا داخل فلات قاره می­شود.
Hayes 1967)) مشاهده کرد که گل، جز اصلی رسوبات فلات قاره­ای داخلی در مناطق ساحلی دریا با درجه حرارت بالا و بارش زیاد (هوازدگی شیمیایی) است، در نواحی با درجه حرارت بالا، عادی­ترین پدیده درسواحل وجود سواحل شنی و ماسه ای است. در مناطقی با درجه حرارت پایین(جایی که در آن هوازدگی مکانیکی غالب است و ذرات بزرگ حمل شده به وسیله یخ در آن وجود دارد) و صخره­های زیادی که در مناطق سرد وجود دارند (شاید به دلیل شستشوی یا حمل رسوبات ریز توسط یخ)، ولی به شدت با شیب فلات داخلی در ارتباط است.
References
Baker, B.B., Jr, Deebel, W.R. and Geisenderfer, R.D. (Eds) (1966) Glossary of Oceanographic Terms, Washington, DC: US Naval Oceanographic Office.
Gary, M., McAffee, R., Jr and Wolf, C.L. (Eds) (1972) Glossary of Geology, Washington, DC: American Geological Institute.
Hayes, M.O. (1967) Relationship between climate and Bottom sediment type on the inner continental shelf, Marine Geology 5, 111–132.
Kelley, J.T., Dickson, S.M., Belknap, D.F. and Stuckenrath, R., Jr (1992) Sea-level change and Late Quaternary sediment accumulation on the Southern Maine inner continental shelf, in C.H. Fletcher, III And J.F. Wehmiller (Eds) Quaternary Coasts of the United States: Marine and Lacustrine Systems, Tulsa, OK: SEPM (Society of Sedimentary Geology).
Milliman, J.D. and Syvitski, J.P.M. (1992) Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous Rivers’, Journal of Geology 100, 525–544.
Schlee, J.S. (1980) Seismic stratigraphy of the Baltimore Canyon Trough, US Geological Survey Open File Report 80–1,079.
Wright, L.D. (1995) Morphodynamics of Inner Continental Shelves, Boca Raton, FL: CRC Press.
 
CARL H. HOBBS, III                         (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
CONTRIBUTING AREA - ناحیه موثر
در اصطلاحات هیدرولوژیکی، یک ناحیه موثر بخشی از یک حوضه زهکشی است که جریان شدید آبی شبیه رواناب ایجاد می­کند. ارتباط بین ورودی و خروجی بارش به طور گسترده توسط تغییرپذیری در ذخیره رطوبت خاک و توزیع فضایی نواحی موثر جدای رواناب سطحی تعیین شده است.
تقریبا تمامی رواناب­های حاصل از بارش شدید توسط فرآیندهای جریانی سطحی و یا نزدیک سطح ایجاد شده اند. بنابراین نواحی موثر رواناب در داخل حوضه­های زهکشی به طور اصلی توسط جریانات شدید سطحی و زیر سطحی کنترل می­شوند، و می­توانند جریانات سطحی را به وجود آورند. جریان زیر سطحی زمانی رخ می­دهد که شدت بارش از میزان آب نفوذی به داخل خاک بیشتر باشد. این فرآیند در آبریزهای مناطق نیمه خشک اتفاق می­افتد جایی که پوشش گیاهی طبیعی بسیار تنک است و یا جایی که حاصلخیزی زمین کم شده است( به عنوان مثال در اثر کشاورزی زیاد) اتفاق می­افتد.
فرآیند دوم اشباع بیش از حد است، جریانات سطحی زمانی رخ می­دهد که بارش در سطح خاک اشباع شده صورت می­گیرد. در حین جریان، زمانی که در شرایط قبلی رطوبت خاک در یک آبریز بالا باشد، سطح آب ممکن است به طور موقت با سطح زمین اشباع شده توسط جریان آب تلاقی داشته باشد. الگو توسعه فضایی و وسعت نواحی موثر رواناب تحت تاثیر اقلیم، خاک، توپوگرافی میباشد. نواحی موثر، نفوذ بیش از حد جریانات سطحی به وسیله تعامل شدت بارش و نفوذ­پذیری خاک تعیین می­شود. خاک­های که کمترین نفوذپذیری را در یک حوضه آبخیز دارند بیشتر تمایل به ایجاد جریانات سطحی دارند. هر چقدر که میزان باران افزایش یابد، مناطقی با قابلیت نفوذ پذیری مناسب نیز ممکن است به تشکیل جریانات سطحی کمک کنند هر چند در شروع باران، رطوبت به صورت یکسان در خاک توزیع نخواهد شد. اما در مناطق مجاور به مسیرهای دائمی آب و حفره­های توپوگرافیک متمرکز می­شوند. جریانات سطحی ممکن است به خاطر بازگشت جریان ایجاد شده باشد زمانی که مقدار آب نفوذ کرده متمرکز شده و خاک­های سطحی کاملا اشباع شوند تولید میشود. تحت این شرایط سطح آب بالا است و آب زیرزمینی تقریبا نزدیک به سطح هستند. این مناطق جریان رواناب شدیدی ایجاد میکنند. به گونه­ای که جریان وابسته به هیدرولوژی به نقطه اوج رسیده که این توسط قسمت کوچک آبریز تولید شده، یعنی همان قسمت ناحیه­ی موثر(Betson 1964). این رواناب تولید شده در طول یک جریان گسترش می­یابد.
شکل27 نشانگر میزان اشباع در حوضه آبریز کوچک در سه مرحله نشان می­دهد: قبل از جریان، در حین جریان و پس از جریان سیلاب. پیش از جریان ناحیه اشباع شده در گودالها و در خاک­های مجاور کانال­های رود متمرکز است. همین­طور که جریان گسترش میابد و مناطق اشباع شده به سمت چاله­های روی دامنه­ها گسترش می­یابد در مسیر کانال، جریان سطحی زمین در اثر جریان برگشتی اشباع شده تشکیل می­شود. در اثر این به هم پیوستن جریان سطحی شدید میشود که در نتیجه آن شبکه کانالها افزایش می­یابد، در انتهای جریان مسیر کانال کاملا اشباع شده است و رودهای دائمی کوچک تشکیل میشوند. در مورد موقعیت کانالها به وسیله مدل مونگومری و Dietrich 1988)) مطالعه صورت گرفته است این دو نفر پیش­بینی می­کنند که نواحی موثر در مسیر کانالها و در حفره های زمین لغزش تشکیل می­شوند. میتوان نتیجه گرفت که نواحی موثر برای رواناب در حوضه های آبریز نسبتا محدود هستند و اساسا در انتهای شیبها و مسیر کانالها رخ می­دهند در جایی که رواناب زیرسطحی در بیشترین حالت خودش قرار دارد و سطح آب زیرزمینی خیلی سطحی است جایی که رواناب زیر سطحی همگرا در خاک در حفره­های دامنه و مناطقی که ذخیره رطوبت خاک کم است رخ می­دهد. اهمیت نظریه نواحی موثر تاکید بر مفاهیم مهم هیدرولوژیکی است.
(Betson 1964) مفهوم رواناب حاصل از جریان را بسط و گسترش داد. که بر اساس یک سری از مدلهای ساده ریاضی بوده که در تئوری نفوذ هورتونیون به منظور پیش­بینی رواناب مناطق موثر در حین جریان مورد استفاده و مطرح شده بود. شکل 27 نشانگر میزان اشباع در یک حوضه آبریز کوچک در سه مرحله است. پیش از جریان ، در حین جریان و پس از جریان.

شکل 27: توالی گسترش منطقه اشباع از یک جریان رتبه اول در واکنش با یک جریان
 
با معادلات توسعه یافته که می­تواند به عنوان عملکردها از ظرفیت نفوذ حوضه آبخیز آشکار می­کند، که رواناب حاصل بخشی کوچکی از یک حوضه آبخیز را نشان می­دهد. بستون با استفاده از متغیرهای اصلی هیدرولوژیکی میزان بارش در یک جریان، مدت زمان جریان، حجم رواناب، ناحیه­ی موثر را با استفاده از حداکثر جریان رواناب تقسیم بر شدت حداکثر بارش تعریف کرد. این نسبت تولید رواناب موثر در مساحت یک حوضه آبریز، که به عنوان یک درصد یا نسبت کل حوضه آبریز می­تواند بیان کند. برای پیش از جریان به عنوان مجموع رواناب جریان تقسیم بر مجموع بارش محاسبه می­شود. مقادیر متداول برای حوضه­های آبریز کوچک با پوشش گیاهی خوب، 10 درصد میباشد. از مطالعات رواناب جریان اغلب در تنها بخش کوچکی از حوضه­ها رخ میدهد و به اندازه در رواناب منطقه سهیم نیست. ضمنا به این دلیل که این نظریه بر اساس تئوری نفوذ مازاد، رواناب هورتون است، برای تمامی حوضه­های آبریز قابل اجرا نمی­باشد. با کار در جنگلهای مرطوب، کارگران متوجه اهمیت ایجاد جریان طغیانی زیر سطحی توسط جریان درونی و جریان سطحی اشباع شده شدند که میزان بارش باران بسیار کمتر از نفوذ و بیشتر از جریان اولیه سطحی است (Troendle 1985). با توجه به منشا ناپایداری در منطقه باعث شده که به موجب آن رواناب طغیانی تنها در مناطق خاصی از حوضه آبریز ایجاد شود. میزان تولید رواناب مناطق نسبت به هم از جریانی به جریان دیگر و از فصلی به فصل دیگر متفاوت است. در شیب­های کمتر که سطح آب زیرزمینی نزدیکتر به سطح است و منجر به نفوذ آب خاک و ذخیره رطوبت در طول یک جریان می­شود، جریان زیر سطحی ممکن است در اثر اشباع شدن روی سطح جریان یابد(Hewlett 1961).
Hewlett 1961)) و هیولت و هیبرت Hewlett and Hibbert 1967)) پس از کار کردن بر روی حوضه جنگلی از کارولینای شمالی، اهمیت مکانیزم رواناب را بر خلاف نفوذ مازاد جریان روی سطحی که توسط هورتون به طور گسترده­ای متداول شده بود، نشان داده­اند.
مطالعات دیگر، به ویژه پژوهشی در ورمنت آمریکا توسط دون بلکDunne and Black 1970)) به وضوح نشان داد جریان روی سطحی اشباع شده می­تواند منبع غالب آن یک رواناب در یک جریان باشد. این نظریات امروزه در بخشی از مفهوم منطقه موثر آشکار هستند که به طور ضمنی در مفهوم دینامیک منطقه موثر به رسمیت شناخته می­شود این واقعیت است که در ناحیه موثر، رواناب ثابت نیست اما در طی یک رواناب طغیانی به عنوان مناطق اشباع شده در قسمت پای دامنه­ها و مسیر کانال­ها گسترش می­یابد.
زمانی که بارش متوقف می­شود و دامنه­ها شروع به زهکشی از نواحی مناطق موثر می­کنند. با در نظر گرفتن این مورد میتوان گفت که در تعیین وسعت مناطق موثر توسط الگوی فضایی از رواناب طغیان سطحی که شامل جریان سطحی نیز است، توپوگرافی عامل مهمی می­باشد. به عنوان مثال تمرکز جریان سطحی اشباع شده در چاله های روی دامنه و حفره های مرطوب است.
نواحی موثر، جریان سطحی اشباع شده مازاد بوسیله اثرات متقابل شرایط توپوگرافی و رطوبت خاک تعیین می­شود (Anderson and Burt 1978). میزان این جمع شدگی بوسیله تخلیه در هر واحد طول مسیر (A) و درجه شیب منطقه­ای (S) تعیین می­گردد. شاخص a/s (Kirkby 1978) نشان­دهنده نواحی بیابانی همگرا و واگرا است که شرایط زهکشی منطقه­ای برای هر دو جریان سطحی اشباع شده و نفوذ تعیین می­کند. توپوگرافی بر جریان سطحی مازاد اشباع شده اثر می­گذارد که بیانگر یک حوضه زهکشی به صورت یک کل با استفاده از شاخص­ توپوگرافی رطوبت(TWI) باشد (Wolock and McCabe 1995).
TWL میتواند مانند a/s برای تمام نقاط در یک حوضه آبخیز محاسبه گردد، آن ناحیه از یک حوضه آبریز با بالاترین رقم TWL بیشترین احتمال را برای جریان سطحی مازاد اشباع شده دارند. در طی دوره­های خشکی وقتی ذخیره رطوبت خاک کم است، تنها مناطقی که بالاترین میزان TWL را دارند احتمالا اشباع شده و موجب جریان رواناب سطحی شود. در شرایط اشباع کم، مناطقی با میزان TWL کمتر می­تواند موجب رواناب شود. استفاده از زمین در ویژگیهای رواناب در محدوده یک حوضه، نیز شرایط فرآیندهای فیزیکی و دینامیک مواد محلول به شدت تاثیر دارد. عواملی مانند پوشش گیاهان سطحی، نفوذپذیری خاک، و شیوه اتخاذ تصمیم راجع به مدیریت زمین، اهمیت نسبی رواناب در نتیجه انواع مختلف کاربری زمین مشخص می­سازد. علاوه بر آن، طغیان آب در مسیر جریان از میان خاک احتمالا باعث تغییر در تعادل مواد محلول می­شود.( به طور مثال، برداشت و جذب نیترات­ها در کودهای شیمیایی). از این جهت کاربری زمین نه تنها در مسیر رواناب تاثیر دارد همچنین میتواند در منابع و وارد شدن انواع و میزان آلاینده­ها در جریان مهم باشد. گذشته از این، فرآیند نفوذ جریان در سطح یا نزدیک سطح در گسترش رواناب حاصل از طغیان در تخریب و در پایداری شیب­ها مهم است. بسیاری از مشکلات مکانیک خاک می­تواند تنها زمانی شناسایی شود که دانش کافی از هیدرولوژی دامنه­ها داشته باشیم. مفهوم نواحی موثر در محدوده حوضه آبخیز باعث ایجاد درک و فهم بهتر در مکانیسم­های رواناب حاصل از طغیان می­شود. این مساله باعث محاسبه بهتر خصوصیات آب ، گسترش و توزیع مدلهای رواناب می­گردد. این مدلها میتوانند با تغییرات رسوبی و مدلهای فرسایشی برای تهیه شبیه سازی واقعی توسعه حوضه های آبخیز موثر باشند (Willgoose et al. 1991).
 
References
Anderson, M.G. and Burt, T.P. (1978) the role of Topography in controlling throughflow generation, Earth Surface Processes and Landforms 3, 331–344.
Betson, R.P. (1964) what is watershed runoff? Journal of Geophysical Research 69, 1,541–1,551.
Dunne, T. and Black, R.D. (1970) Partial area contributions to storm runoff in a small New England Watershed, Water Resources Research 6, 1,296–1,311.
Hewlett, J.D. (1961) some ideas about storm runoff and baseflow, United States Department of Agriculture, Forest Service Southeast Forest and Range Experiment Station, Annual Report, and 62–6.
Hewlett, J.D. and Hibbert, A.R. (1967) Factors affecting the response of small watersheds to precipitation in humid areas, in Proceedings of the International Symposium on Forest Hydrology, 275–290, Oxford: Pergamon.
Kirkby, M.J. (1978) Hillslope Hydrology, Chichester: Wiley.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1988) where do Channels begin? Nature 336, 232–234.
Troendle, C.A. (1985) Variable source are models, in M.G. Anderson and T.P. Burt (Eds) Hydrological Forecasting, 347–403, Chichester: Wiley.
Willgoose G.R., Bras R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1991) Results from a new model of river basin evolution, Earth Surface Processes and Landforms 16, 237–254.
Wolock, D.M. and McCabe, G.J. (1995) Comparison of Single and multiple flow-direction algorithms for Computing topographic parameters in TOPMODEL, Water Resources Research 31, 1,315–1,324. 188 CORAL REEF
SEE ALSO: drainage basin; models; overland flow;Runoff generation
 
JEFF WARBURTON                         (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
 
 
CORAL REEF - صخره­های دریایی مرجانی
حوزه­های طبیعی از کربنات کلسیم هستند که عمدتا از اسکلت­های مرجانی سخت و جلبک­های مرجانی ساخته شده­اند. بعضی از صخره­های مرجانی جدید طی میلیونها سال ساخته شده­اند و میتوانند صدها کیلومتر از سواحل گرمسیر امتداد پیدا کرده و گسترده شوند.
توزیع در زمان و مکان(Distribution in time and space)
صخره­های مرجانی عمدتا بین عرض جغرافیایی 25 درجه شمالی و جنوبی یافت می­شوند. ساختمان صخره­های مرجانی (هرماتیپیک) و ارگانیسم­های وابسته به آن در سطح دریا در دمای بین 25 تا 29 درجه سانتیگراد بهتر رشد و زندگی میکنند.
اساسا هرماتیپیک­های مرجانی تنها در حدود چند متری در سطح آب، در میان منطقه­ای که نور به اندازه کافی میتوانند نفوذ کند زندگی می­کنند تا موجودات همزی با جلبک (Zooranthellae) بتوانند عمل فتوسنتز را انجام دهند. به صورت کلی، توزیع فسیل صخره­های مرجانی نشان می­دهند که دمای سطح دریا گسترش خود را محدود ساخته­اند و از زمان پیدایش آن­ها از ابتدای دوره تریاس روی داده است(Birkeland 1997). در مقیاس زیر ناحیه­ای عامل دیگری نیز دارای اهمیت است، به طور مثال وجود ترانس­های سنگی در قسمت مرکزی گرمسیری اقیانوس آرام کمک به پراکندگی مرجان­ها به آن طرف­تر از اقیانوس آرام امروزی در طول پالئوزوئیک و بیشتر مزوزوئیک کرده است. (Grigg and Hey 1992)
جریانهای غربی شرقی اقیانوس کمک می­کند به گسترش صخره­های مرجانی در شرقی­ترین نقطه اقیانوس آرام در طول دوران کرتاسه، وقتی فاصله بین دو قاره آمریکا بوجود داشته است. اما این گونه­ها تغییر یافته و کمتر شده­اند در طی دوران سوم مانند تنگه پاناما که بتدریج بالا آمد. در هاوایی گروه صخره­های مرجانی مستقر شده تنها در طول الیگوسن زیرین به خاطر تشدید جریان چرخشی در سطح شمال اقیانوس آرام ایجاد شده­اند(Grigg 1988). تغییرات ثانویه در ساختار گونه­ها ممکن است تحت تاثیر حادثه­هایی از قبیل انقراض و کلونی سازی مجدد که وابسته به تغیرات آب و هوایی دوره کواترنر باشد. همانطور که دما و سطح دریا در طول دوره­ی کواترنری نوسان دارد، صخره­های مرجانی متناوبا نمایان گشته و غرق می­شوند. در طول دوره­های یخبندان زمانی که سطح آب کم است، گسترش صخره­های مرجانی نیز در مناطق حاشیه­ای در دریاهای مرجانی جدید (مانند جزیره­های هاوایی) بسیار کم شد (Grigg 1988) . صخره­های مرجانی به دلیل دمای خنک­تر کاملا از بین رفته­اند، با سرد شدن نسبی دما، میزان رشد صخره­های مرجانی آهسته­تر می­شود و بسیار بی­دوام و موقتی می­شوند. همانطور که دما افزایش می­یابد و سطح آب دریا در انتهای دوره­ی یخبندان بالا می­آیند، صخره­های مرجانی بتدریج دوباره در میان مناطق دریاهای مرجانی گسترش و پدیدار می­شوند. رشد صخره­های مرجانی به طرف بالا و به سمت سطح آب بسته به عوامل اقیانوس­شناسی هست با بالا آمدن سطح دریا با شروع دوران پس از یخبندان یا از بین رفته­اند و یا به موجب آن یک صخره مرجانی غرق شده شکل گرفت (Neumann and MacIntyre 1985).
صخره­های مرجانی غرق شده در قسمت­های مختلف اقیانوس آرام و به خصوص در اقیانوس هند واقع شده­اند. اکثر آنها به نظر می­رسد که در مقابل بالا آمدن سطح دریا به هنگام دوران بالا آمدن سطح اب مقاومت کرده و رشد نکردند ، که دلایل آن به شرایط آب و هوایی و تراز سطح دریا در عرضهای پالئوسن، و دمای آب دریا و نور برمیگردد.(Flood 2001) سایر صخره­های مرجانی غرق شده به خصوص آنهایی که در کناره­های برآمدگی هاوایی است، صدها متر به سمت پایین حرکت کرده­اند. در بسیاری از مناطق دنیا، به خصوص مرزهای صفحه­های همگرا، صخره­های مرجانی وجود دارند که از همتای جدید خود بالاتر هستند و این چنین ، اغلب نظریات مهم در مورد ساختار و تاریخ صخره­های مرجانی فراهم میسازد (عکس 28). صخره­های مرجانی پلکانی که در جزیره های مثل سامبا در اندونزی پدیدار شده­اند مطالعه و بررسی شده اند .(Pirazzoliet al. 1991)

عکس 28: طاق های تالاوا در جزیره نیو در جنوب مرکز اقیانوس آرام یک مثال خوب است برای جزیره­های مرجانی حلقوی که به سمت بالا رشد کرده­اند. که دارای صخره­های مرجانی حلقوی که خوب در سطح حفظ شده­اند (70 متر بالای صخره­های مرجانی جدید و کف آن تالاب میباشد. اطراف حاشیه­های صخره مرجانی حلقوی ، تعدادی از صخره­های مرجانی کناره­ای پدیدار گشته­اند. این صخره­های مرجانی پدیدار شده که در اینجا نشان داده می­شود به آخرین دوران بعد یخچالی برمی­گردد. صخره مرجانی جدید در اینجا، بالا آمده و در نتیجه کم عرض هستند به جز در حالتی که در خلیج محبوس هستند در شکل نشان داده شده است (عکس توسط پاتریک د. نان).
در اقیانوس هند و آرام در طول دوره هولوسن صخره­های مرجانی حفظ شدند و رشد کردند بیشتر از میزان سطح کنونی 4000cal رشد کرده­اند و از آن زمان بالاتر از سطح آب دریا ظاهر شدند. این صخره­های مرجانی فسیل شده، هسته بسیاری از جزایر مرجانی در مرکز اقیانوس آرام هستند و از خصوصیات مهم آنها می­توان به قابلیت سکنی گزینی و پایداری آن اشاره کرد.
انواع صخره­های مرجانی مانند: صخره­های مرجانی حاشیه­ای، صخره­های مرجانی سد مانند، صخرههای مرجانی حلقوی شکل گرفتند. صخره­های حاشیه­ای جوان هستند و گاهی بی­دوام و رشد آنها به سمت خارج از سواحل دریایی می­باشد. صخره­های مرجانی سدی و حلقوی قدیمی­تر بوده و اغلب شامل صخره­های مرجانی دیگری با سنین گوناگون می­باشند. صخره­های مرجانی در طول دوران بعد یخبندان رشد کردند. و در قسمتهای سطحی پدیدار شدند و در طول دوران یخبندان فرسایش پیدا کردند، و مجدد رشد کرده­اند. برای درک مطلب، جزیره میداوی در هاوایی مثال خوبی است که تاریخ صخره­های مرجانی آن برمی­گردد به دوره ترشیاری میانی که هسته آن شکل گرفت (Lincoln and Schlanger 1987).
صخره­های مرجانی سدی مجزا تشکیل شدند در نزدیکی ساحل و بوسیله یک تالاب جدا شدند در حالی که صخره­های مرجانی حلقوی یک تالاب را محصورکرده­اند. این سه گونه صخره مرجانی، ابتدا توسط Darwin 1842)) در تئوری تکامل به یکدیگر متصل بوده­اند. در این تئوری او متوجه شد یک جزیره آتشفشانی جوان می­تواند یک صخره مرجانی را توسعه دهد. هنگامی که جزیره فرونشست کرد صخره­های مرجانی حاشیه­ای شروع کردن به تغییر به سمت صخره­های مرجانی سدی و نهایتا وقتی آخرین بقایا جزیره غرق شدند صخره­های مرجانی حلقوی تشکیل شدند. حفاری در عمق صخره­های مرجانی حلقوی ، ضرورت و درستی مدل داروین ثابت کرد.
 
صخره­های مرجانی در تحقیقات ژئومورفولوژیکی (Coral reefs in geomorphological)
از آنجایی که مرجان­ها، ساختاری حساس به دما دارند، می­توان نکات زیادی را در مورد وضعیت پالئوکلیما از طریق مطالعه بر روی توزیع فسیلها متوجه شد. ما همچنین می­توانیم از صخرههای مرجانی به عنوان شاخصه­های سطح دریای دیرینه استفاده کنیم، برای آخرین دوره بین یخچالی، دانستن این که سطح دریا به 6 متر بالاتر از سطح کنونی است جالب می­باشد همان گونه که مطالعات رشته­های صخره­ای پدید آمده در هن پنسیلا در پاپو گینه نو پیشنهاد نموده­اند (Chappell 1983) .در اقیانوس آرام، مطالعات روی صخره­های مرجانی در هولوسن پدیدار شده به ما اطلاعات بسیاری را در مورد ماکسیمم سطح دریا که در حدود 4500 Cal است (برای مثال مراجعه کنید بهNunn and Peltier 2001) و دیگری که در حدود 6500cal است که نشان دهنده شروع رویدادهای 1300 سال پس از میلاد مسیح است (Nunn 2000). هم چنین مطالعات موفقیت آمیزی در ضمینه ایزوتوپ­های مقاوم در مرجانهای دارای عمر طولانی وجود دارد. این­ها باعث ثبت اطلاعات آب و هوایی سودمند قدیمی در مناطق کلیدی مانند اقیانوس آرام جنوبی می­شود .(Quinn et al. 1993) مطالعات زیادی بر روی مدل سازی رابطه­ای میان صخره­های مرجانی و خطوط ساحلی که اغلب به یکدیگر متصل­اند، متمرکز شده­ است به خصوص در زمینه­ای تولید رسوبات، دینامیک تالاب­ها، تغذیه ساحل و فرسایش خط ساحلی. مطالعات مفیدی توسط
 (Munoz-Perez et al 1999)
و Hearn and Atkinson 2001)) انجام شده است.. برای مثال واضح است که در طول بسیاری از سواحل گرمسیری، صخره­های مرجانی، تولید کننده­های اصلی رسوبات با دانه بندی خوب هستند که در نزدیک سواحل تولید می­شوند وقتی صخره­های مرجانی شروع می­کنند به تجزیه شدن این سواحل از رسوب خالی شده و بی ثبات می­شوند.
 
تاثیر انسان در صخره­های مرجانی(Human impacts on coral reefs)
اخیرا میزان شکنندگی اکوسیستم­های صخره مرجانی مشخص شده است. همچنین میزان تاثیر­پذیری آن­ها و یا این که چقدر انواع مرجانها نسبت به تاثیرات انسانی چه مستقیم و یا غیر­مستقیم، آسیب پذیر هستند (Hearn and Atkinson 2001). اخیرا شواهدی ارائه شده­ که نشان می­دهد اولین ساکنان بشر در مجموعه جزایر دور اقیانوس آرام، حدود 3000 سال پیش می­باشد که سهوا با خودشان ارگانیسم­های بیگانه­ای را آورده­اند که صخره­های مرجانی را تصرف کرده و باعث توقف رشد سطحی صخره­ها برای چند صد سال شده­اند (Nunn 2001).
انسانهای مدرن تاثیرات ملموس­تر و قابل فهم­تری می­گذارند. این­ها شامل تاثیرات مستقیم هستند که از استخراج زیاد ارگانیزم­های صخره­ای مرجانی (شامل مرجانها می­شوند) به منظور نگه­داری و یا فروش گرفته، تا منفجر کردن مرجانهای آبی به منظور صید بیشتر ماهی، که عموما باعث ایجاد آسیب به ساختار ساختمان مرجانها میشود.
تاثیرات غیر مستقیم از آلودگیها است که شامل ورودی بیش از حد رسوبات و داخل شدن آن به نواحی نزدیک ساحلی است مانند آلوده کننده­های شیمیایی که از فرآیندهای معدنی و یا دفع زباله­ها حاصل میشود. بسیاری از صخره­های مرجانی به دلیل چنین تاثیراتی تجزیه می­شوند، که در نتیجه اثر شدید آن اشکار است مانند خسارت به مرجانها و ارگانیسم­های وابسته به صخره­های مرجانی، و باعث کاهش تنوع گونه­ها می­شود. مسلما ارگانیسم های بادوام مانند علفهای دریایی و انواع جلبک­ها (مخصوصا هالمیرا) اغلب صخره­های مرجانی تخریب شده را می­پوشانند. گاهی تخریب صخره­های مرجانی اجازه داده صخره­های مرجانی منبع تغذیه مثل ستاره­های دریایی پوشیده از تیغ شده و دسترسی کافی باعث هجوم بیشتر آن می­شود که فرآیند تخریب را تشدید می­کنند. صنعت توریسم در سواحل گرمسیری اغلب در صخره­های مرجانی متمرکز شده است، حدود 80 درصد بازدیدکنندگان به مالدیو در سال 2001 خواستار غواصی کردن بر روی این صخره­ها بوده­اند.
در حالی که صنعت توریسم وابسته به این صخره­های مرجانی می­تواند قابل تحمل باشد، در بسیاری از موارد این گونه نیست به دلیل تاثیرات زیربنای ساختار توریستی و فاضلاب­های در دست احداث به هنگام ساخت هتل­ها و محل­های عبور و مرور، میباشد به­خصوص در محل­های که سلامت اکوسیستمی صخره­ها را کاهش می­دهد. اولین مرحله حفاظت از صخره­های مرجانی، شامل ایجاد مناطق محافظت شده دریایی است که اغلب با نیت خوب بوده اما تاثیر گذار و اثر بخش نبوده است.
مثال­های خوبی از این مورد در قسمت­هایی از کارائیب و جزیره­های گرمسیری اقیانوس آرام مشاهده می­شود. در این مناطق فکر حفاظت از دریا برای مردمی که عادت به استفاده­ی رایگان از مناطق صخره­ای به منظور گشت و گذار دارند، ترد شده میباشد (Birkeland 1997).
 
آینده صخره­های مرجانی و تاثیرات در ژئومورفولوژی
(The future of coral reefs and the imlication for geomorphology)
بسیاری از اکوسیستم­های صخره­های مرجانی به میزان قابل مشاهده­ای، تخریب شده­اند که این تحت تاثیر انسان است (به قسمت بالا مراجعه شود). بسیاری از صخره­های مرجانی، اکنون به سوی انقراض پیش می­روند که این به دلیل فشار زیاد همرا با بالا رفتن دمای سطح دریا می­باشد(Hoegh-Guldberg 1999). فشار در سطوح بالا اغلب باعث می­شود که مرجانها سفید شده و باعث از بین رفتن رنگ­ آنها می­شود که باعث دفع کردن موجودات همزی مانند جلبک­ها و موجوداتی مانند شقایق­های دریایی که با صخره­های مرجانی زندگی میکنند میشود.
صخره­های مرجانی سالم در نتیجه اتفاق سفید شدن امکان دارد از بین بروند. و نمونه­هایی وجود ندارند که صخره های مرجانی سفید شده بتوانند به حالت اولیه خود باز­گردند. چنانکه گرمایش سطح دریا در طول چند دهه­ی آینده ادامه پیدا می­کند، بنابراین نمونه­هایی سفید شده که ناشی از دوره­های طولانی با دمای بالا( اغلب همراه با ال نینو است) رو به افزایش است. صخره­های مرجانی سدی بزرگ احتمالا دستخوش تغییرات نامعمول سفید شدن در سال 2030 می­شوند.
تاثیرات سفید شدگی مداوم برای صخره­های مرجانی بسیار جدی می­باشد و تاثیرات بزرگی را برای بسیاری از ساکنین نواحی گرمسیری و معیشت آنها خواهد داشت. اشخاصی که معاش روزانه خود را از صخره­های مرجانی تامین می­کنند و کشورهای که وابستگی زیادی به درآمد حاصل شده در نتیجه توریسم وابسته به صخره­های مرجانی دارند. این تاثیرات در چشم­انداز­های ساحلی با کاهش شدید ورودی در میزان رسوبات آهکی ریز در مناطق مرجانی تالابی گسترش پیدا می­کنند ممکن است خیلی از سواحل در این نتیجه ناپدید شوند.
 در نتیجه این تغییرات آسیب پذیری سواحل شنی را افزایش می­دهد و فرسایش می­دهد، همچنان تاثیر می­گذارد در بزرگی امواج عبوری از صخره­های مرجانی که در واکنش به پروسه بالا رفتن سطح آب دریا نمیتوانند به طرف بالا رشد کنند (Birkeland 1997).
References
Birkeland, C.E. (ed.) (1997) Life and Death of Coral Reefs, New York: Chapman and Hall. Bryant, D., Burke, L. and McManus, J. (1998) Reefs at Risk: A Map-based Indicator of Threats to the World’s Coral Reefs, Washington, DC: World Resources Institute.
Chappell, J. (1983) A revised sea-level record for the Last 300,000 years from Papua New Guinea, Search 14, 99–101.
Darwin, C.R. (1842) Structure and Distribution of Coral Reefs, London: Smith, Elder.
Flood, P.G. (2001) the ‘Darwin Point’ of Pacific Ocean Atolls and guyots: a reappraisal, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 175, 147–152.
Grigg, R.W. (1988) Paleoceanography of coral reefs in The Hawaiian–Emperor chain, Science 240, 1,737–1,743.
Grigg, R.W. and Hey, R. (1992) Paleoceanography of The tropical eastern Pacific Ocean, Science 255, 172–178.
Hearn, C.J. and Atkinson, M.J. (2001) Effects of sealevel Rise on the hydrodynamics of a coral reef lagoon: Kaneohe Bay, Hawaii, in J. Noye and M. Grzechnik (Eds) Sea-Level Changes and their Effects, 25–47, Singapore: World Scientific Publishing.
Hoegh-Guldberg, O. (1999) Coral bleaching, climate Change and the future of the world’s coral reefs, Review of Marine and Freshwater Research 50, 839–866.
Lincoln, J.M. and Schlanger, S.O. (1987) Miocene sealevel Falls related to the geologic history of Midway Atoll, Geology 15, and 454–457.
Munoz-Perez, J.J., Tejedor, L. and Medina, R. (1999) Equilibrium beach profile model for reef-protected Beaches, Journal of Coastal Research 15, 950–957.
Neumann, A.C. and MacIntyre, I. (1985) Reef response To sea-level rise: keep-up, catch-up or give-up’, in Proceedings of the 5th International Coral Reef Congress 3, 105–110.
Nunn, P.D. (2000) Illuminating sea-level fall around AD 1220–1510 (730–440 cal. yr BP) in the Pacific Islands: Implications for environmental change and cultural Transformation, New Zealand Geographer 56, 46–54.
——(2001) Ecological crises or marginal disruptions: The effects of the first humans on Pacific Islands, New Zealand Geographer 57, 11–20.
P.D. and Peltier, W.R. (2001) Far-field test of the ICE-4G (VM2) model of global isostatic response to Deglaciation: empirical and theoretical Holocene sealevel Reconstructions for the Fiji Islands, Southwest Pacific, Quaternary Research 55, 203–214.
Pirazzoli, P.A., Radtke, U., Hantoro, W.S., Jouannic, C., Hoang, C.T., Causse, C. and Best, M.B. (1991) Quaternary raised coral-reef terraces on Sumba Island, Indonesia, Science 252, 1,834–1,836.
Quinn, T.M., Taylor, F.W. and Crowley, T.J. (1993) A 173 stable isotope record from a tropical South Pacific coral, Quaternary Science Reviews 12, 407–418.
SEE ALSO: atoll; fringing reef; reef
 
PATRICK D. NUNN                          (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)    
 
CORNICH - کورنیش (مسیری که بر لبه پرتگاه تشکیل می­شود)
کورنیش ها ساختمانی با برآمدگی ارگانیک باریکی هستند، عرض آنها بین 5/0 تا 2 متر می­باشد، که در سطوح صخره­ای شیب دار تشکیل می­شود و در حدود ارتفاع سطح دریا هستند. بهترین نمونه آنها سنگ­ آهکی است که شیاردار هستند (به قسمت شیارهای دریا، سواحل مراجعه کنید).در منطقه اسپری شده آب دریا توسعه می­یابند. کورنیش­ها در قسمت شمال غربی دریای مدیترانه شامل جلبک­ها، بخصوص الگ های آهکی. هرچند کرم های سرپولید(serpulid) (به ریفت­های سرپولید مراجعه شود) یا کرم­ها یا شکم پایان و شکم پایان لوله­ای شکل، می­توانند نقش مشابهی را ایفا کنند.
هرچند قسمت­های داخلی آن­ها در اکثر موارد نسبتا سخت هستند، کورینچ­ها نمی­توانند در مقابل امواج سهمگین مقاومت کنند و بهترین حالت رشد آن­ها در خلیج­ها در خط ساحلی که با دریایی آزاد در ارتباط است.
Reference
Trenhaile, A.S. (1987) the Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
 - CORROSION خوردگی (انحلال)
خوردگی با کلمه­ی فرسایش انحلالی مترادف است، فرسایش مواد بر اثر فعالیت­های شیمیایی است. اکثر مطالعات در زمینه خوردگی محدود به کربنات­ها است و این مساله هدف اصلی در این مطالعات می­باشد. هرچند نظریات مشابهی در زمینه تبخیر و تخمین میزان خوردگی سنگ گچ که مخصوصا مشکل ساز است به این دلیل که انحلال سریع آن مخصوصا بیشتر و تغیر پذیر­تر است.
میزان خوردگی سریع و به صورت میلیمتر بر 1000(a) نشان داده می­شود. کل عمل خوردگی فرسایش منجر به پایین آوردن سطوح شده و هم چنین شرایط محیطی (زیست محیطی) همانگونه که در هزار ساله­ی اخیر وجود داشته، باقی مانده است. مطلب قبلی نادرست می­باشد، خصوصا در کارست در حالی که مطلب دوم نیز بسیار قابل تامل است. واحد مورد نظر        و  مساوی با             است.
در اینجا سطح پایین آمده و به طور مستقیم اندازه­گیری شده پس واحدهای از   مناسب است میزان خوردگی سنگ آهک ممکن است با استفاده از اطلاع از عوامل انحلال، رواناب، دی اکسید کربن و درجه حرارت تخمین زده شود، اما در اینجا نیاز به اندازه­گیری­های میدانی برای تهیه کردن مقدار واقعی از ناحیه­ای رخنمون شده است، تا نسبت به مقایسه کردن میزان­ها در مغایرت محیط­ها و به وسیله تفاوت فرایندها، به سوی درک تحول لندفرمها و درک چگونگی عمل کرد فرآیند­ها در یک محیط طبیعی پیچیده در مقایسه با کارهای آزمایشگاهی انجام می­دهیم. زمانی که نتایج مطالعات گذشته را مورد ارزیابی قرار دهیم، مهم است که بفهمیم چه چیزی دقیقا اندازه­گیری شده و میزان خوردگی چگونه محاسبه شده است. بیشتر اندازه­گیری میدانی از خوردگی کربنات کارست مبنی بر نمونه­های مکانی رخنمون شده از طریق فرمول پیش­آمدگی تخمین زده می شده­اند. این مسئله مشکلاتی به همراه دارد، سه مورد خیلی مهم عبارتند از تراکم کربنات که اغلب از نقاط محدودی اندازه­گیری شده است، با فرض یک رابطه خطی بین منحنی کربنات­ها و حجم آنها برقرار است. در نتیجه رخنمون شدن کارست ناشی میشود و اندازه­گیری آنها معمولا تنها در یک نقطه انجام میشود، معمولا خروجی حوضه آبخیز، با فرض نشان­دهنده شرایط بالا دست جریان رودخانه است.
جایی که نمونه­های آب با در نظر گرفتن شرایط روند جریان، جمع­آوری شده است و مسلما رابطه­ی غیر خطی بین ظرفیت انحلال و حجم برقرار است در حوضه­های آبخیز کوچک ممکن است به وسیله اثرات (hystcresis) پیچیده شده باشند. معمولا غلظت­های بالاتر هر واحد دبی در شاخه بالا میرود.
در واقع این غیر ممکن است که منحنی هیستریس را اصلاح کرد، اما بوسیله جمع آوری نمونه­ها در طول یک رنج دبی­ها برای ایجاد یک تمرکز دبی قابل اطمینان یا منحنی میزان دبی تخلیه شده ممکن میشود. و این نتایج برای بدست آوردن مجموع سالانه بار محلول جمع آوری شود. دقت بیشتر ممکن است با استفاده از یک متر رسانای ورودی توسعه­ی یک منحنی میزان غلظت رسانایی و با استفاده از این برای پیش بینی غلظت در هر دبی اندازه­گیری شده بدست آورده شود.
برای محاسبه کردن کل بار محلول موجود (tsl) در یک نقطه، تشخیص دهیم که خوردگی صخره­های کارستی توسط آبهای اتوژنیک (ckau) و آب های آلوژنیک (ckal) هر رسوب گذاری کمتری نسبت به مواد حل شده قبلی (D)، همراه با خوردگی صخره­های غیر کارستی توسط آب­های آلوژنیک(CNK)، افزایش مواد محلول در زمان بارش برف و باران(AC) و هر ورودی وابسته به انسان مانند کودهای (AN) تشکیل شده است. ناخالصی محلول کارست(CKAU + CKA1) است، در حالی که محلول (CKAU + CKA1-D) است. در اینجا کربنات های حل شده توسط بارش های قبلی جزئی است، سپس محلول خالص و ناخالص مشابه خواهد بود، اما در جای دیگر عدم موفقیت جهت محاسبه برای نهشته به دلیل رسوب گذاری ممکن است منجر به بی توجهی به اهمیت دادن رخنمون ناخالص شود، در حالی که این رخنمون ناخالص یک اندازه گیری واقعی از انتقال به ما نشان میدهد. میتوان به سیله توسعه روش توازن هیدروشیمیایی مطرح شده در قسمت بالا نام برد، بدست آورد.
نمونه های آب از روی تمام ناحیه موقعیت سطوح سنگ آهکی رخنمون شده، ناحیه خاک، ناحیه قشر زیر جلدی ، سنگ بستر و نهرهای داخل غار در مناطق آب زیر قشری و سطح ایستابی جمع آوری شده و همه اینها به همراه محاسبه درجه آب جریان یافته در منطقه معبر آب زیر قشری در میان سیستم، اجازه فروپاشیدن کل توازن خوردگی را می­دهند. این دسته مطالعات اندک نشان می­دهند که نسبت زیادی از خوردگی (50 تا 80 درصد).
در چندین متری از سطح خاک (اگر وجود داشته باشد) و در مناطق زیر قشری (روی سنگ بستر) رخ داده است. غارها سهم بسیار کوچکی در فرسایش دارند وقتی که در سراسر حوضه آبریز به طور یکسان پراکنده­اند. مشکل اصلی در روش هیدروشیمیایی این است که مستلزم اندازه­گیری مکرر و پیوسته، اندازه گیری دبی و نمونه به مقدار کافی برای ساختن الگو و اندازه شدت نوسان در انحلال است. به دلیل اینکه این مسئله همیشه روش جایگزین ممکن نبوده است که بتواند فرسایش را در طول دوره­ی زمانی طولانی نتیجه گیری کرد. دو روش مورد استفاده­ی زیاد متد اندازه­گیری و فرسایشی و دیگری تخته سنگ­ها هستند. برعکس روش هیدروشیمیایی این بسیار منحصر به موقعیت بوده و ممکن است تنها به منظور تعیین میزان خوردگی در سطوح آهکی عریان، منطقه خاک، منطقه مشترک خاک و سنگ بستر و جریانات غار مورد استفاده قرار گیرد. سنگ­ها به منظور تخمین زدن دو دسته از حجم، کمتر از آن دسته از محاسبات که با استفاده از داده­های هیروشیمیایی بوده­اند. توضیح خیلی محتمل آن، این است که سطوح سنگ­های طبیعی در تماس با حجم بیشتری از آب می­باشند تا تخته های سنگ­های مجزا، و تنها به این دلیل که بزرگترین عضو جانبی جریان می­باشند. بنابراین دو روش اندازه­گیری اساسا پدیده­های متفاوتی هستند و روش هیدروشیمیایی تنها وسیله­ی مطمئن برای تخمین میزان خورندگی در سطوح سنگ آهکی می­باشد. مشکلات گوناگون دیگری به وجود می­آیند مانند اینکه اگر در جریانات غار قرار گرفته باشند آنها از سطح طبیعی خود بالاتر هستند در نتیجه احتمال فرسایش بسیار سریعتر آنها وجود دارد. همچنین احتمال دارد، آنها دچار فرآیند ساییدگی و همچنین خوردگی شوند، هرچند میتوان از آن استفاده کرد که با گذاشتن تخته­های در قفس های نایلونی با منفذهای به اندازه­های مختلف و میزان خوردگی مقایسه شود.
Further reading
Dreybrodt, W. (1988) Processes in Karst Systems: Physics, Chemistry and Geology, Berlin and NewYork: Springer.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
White, W.B. (1984) Rate processes: chemical kinetics and karst landform development, in R.G. LaFleur (Ed.) Groundwater as a Geomorphic Agent, 227–248, London: Allen and Unwin. SEE ALSO: dissolution
 
JOHN GUNN  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)    
 
COSMOGENIC DATING - تاریخ­گذاری پیدایش (کیهانی)
 به یک تعداد از روش­ها و تکنیک­ها برای تخمین سن لندفرمها و میزان فرساش آنها را تاریخ­گذاری کیهانی گویند. که بر مبنای ایزوتوپ­های نادر از کانی­ها توسط اشعه­های کیهانی ایجاد شده­اند. اولا، اشعه­های کیهانی عمدتا از ترکیب و واکنش پروتون­ها تا حد زیادی با انرژی بالا که در تقابل با گاز­های موجود در اتمسفر زمین است، که باعث ایجاد بارش­های ذرات درون اتمی مثل نوترون و الکترون می­شوند. دوما، اشعه­های کیهانی باعث واکنش­های هسته­ای در سطح زمین شده که باعث تولید انرژی هسته­ای کیهانی شده­اند. در طول پرتو دهی سطحی یا متناوبا میزان فرسایش سطحی، از تراکم اتم­های انرژی اجزای شیمیای داخل هسته کیهانی در لندفرم­ها تخمین زده شده است. هسته­ای کیهانی یافت شده کاربرد گسترده­ای در ژئومورفولوژی دارند(جدول 9). این ایزوتوپ­ها مقاوم از گازهای آزاد هلیوم و نئون ( Ne21 و He3) و ایزوتوپ­های رادیو اکتیو بریلیوم، کربن، آلومینیوم و کرولاین(CL36,AL26,C14,Be10)هستند. اجزای شیمیای داخل هستهC14, Be10,CL36 را همچنین در اتمسفر با استفاده از اشعه های کیهانی تولید می­شوند. بهترین نمونه های معروف تولید شده در اتمسفر C14 است که مبنای تاریخ­گذاری رادیو کربن­ها را تشکیل می­دهند.( به قسمت روشهای تاریخ­گذاری مراجعه کنید). برای جلوگیری از ابهامات ، باید گفت که اجزای شیمیایی داخل هسته­ها منظم در سطح جامد سطح زمین هستند که به آنها اجزای شیمیایی داخل هسته کیهانی زمینی گفته می­شود(TCN). اکثر تولیدات TCN از طریق تقسیم شدن نوترون­ها ایجاد می­شود(Lal 1991).
تقسیم شدن TCN زمانی اتفاق می­افتد که دو نوترون با انرژی بزرگتر از 10Mev با هسته­های مرکزی نشانه گیری میشود در هسته کانی های منظم و پروتون­ها، نوترون­ها و یا دسته­های این ذرات هسته­ای مرکزی شکسته شوند.
جدول9: خصوصیات نوکلیدهای کازموژنیک زمینی تولید شده
نوکلاید میانگین طول عمر گروه مواد آلی میزبان
He 3 مقاوم الیوین، کلینوپیروکسن
Ne 21 مقاوم کوارتز،الیوین، کلینوپیروکسن
Be 10 M yr 2/2 کوارتز
C 14 K yr 0/82 کوارتز و کلسیت
Al 26 Myr 1/5 کوارتز
Cl 36 Kyr 430 کلسیت، دولومیت،و دیگر سنگ­ها
, کل صخره ها
 
بقایای خرد شده، همواره از یک ایزوتوپ که تشکیل شدن از ذرات با تعداد کمتر مورد نشانه­گیری قرار می­گیرند. از آنجایی که نوترون به اعماق سنگ­ها نفوذ نمی­کنند، اکثر نوترون­های خرد شده در یک متری سطح واقع شده­اند. نوترون­های دمای(انرژی حدود 250/0 ev) بوسیله بیشتر هسته­های هدف قرار گرفته جذب شده، باعث تجزیه رادیواکتیو و باعث ایجاد ایزوتوپ­های کیهانی می­شود. تولید نوترون­های حرارتی برای کازموژنیک CL36 بسیار اهمیت دارد. میون­ها همچنین، نوکلیدهای کازموژنیک تولید کرده اما به میزانی بسیار کمتری از نوترون­های خرد شده تولید کرده است. میون­ها خیلی بیشتر از نوترون­ها نفوذ می­کنند و مقدار قابل اندازه­گیری از اجزای شیمیایی داخل هسته را در اعماق بیش از 20 متر، تولید می­کنند (Granger and Muzikar 2001).
میزان تولید اجزای شیمیایی داخل هسته در تمامی مکانیسم­های واکنشی پایین است که (در سطح دریا و عرض جغرافیایی کمتر از 60 درجه) از حدود 5 تا 6 اتم    برای  تا حدود 120 اتم   برای ، می­باشد. اشعه­های کیهانی به دلیل اتمسفر و زمین­های ژئومغناطیس ضعیف شده، متعاقبا میزان تولید آنها به طور قابل توجهی با در نظر گرفتن ارتفاع و عرض جغرافیایی متغیر می­باشد.
 به همین دلیل، میزان تولید TCN همواره برای سطح دریا و عرض جغرافیایی بالا بیان می­شود و با جهت طول و عرض جغرافیایی سایت­های مطالعاتی با استفاده از رویکردهای تجربی، قیاس و سنجیده شده است Stone 2000; Dunai 2000) (Lal 1991;
میزان تولید باید برای نتایج TCN قابل اطمینان و دقیق مشخص شده باشد. این کار بسیار مشکل است زیرا دو اثر محافظتی اتمسفر و میدان مغناطیسی زمین در طول زمان قابل تغییر می­باشند. در نتیجه سایت­های درجه­بندی شده، غلظت TCN در داده­های مستقل سطح ژئومورفیک با میزان فرسایش نزدیک به صفر مانند جریانات لاوا، فرسایش یخچالی در سنگ بستر یا زمین­لغزش­های بزرگ سنجیده می­شود. استفاده از TCN­ها به دو دسته­ی اصلی تقسیم می­شود، تاریخ­گذاری پرتو­گیری سطح و اندازه­گیری میزان فرسایش. دو کاربرد حاصل از نتیجه مدل با میزان دقت بالا به صحت فرضیات آسان شده وابسته است. به هنگام تاریخ­گذاری پرتودهی، شرط اول این است که سطح ژئومورفیک باید در دوره زمانی کوتاه مدت شکل گرفته باشد. نمونه­هایی از چنین سطوحی شامل شیب تند گسل­ها، سراشیبی خندق( به گسل و گسل­های سراشیبی گسل­ها مراجعه شود) و لندفرم­های حاصل از گدازه­های آتشفشانی، زمین لغزش­ها و تخته سنگ­های سرگردان، می­باشد. توسعه شکل­گیری سطح­ها در دوره­های زمانی طولانی، دارای غلظت­ اجزای شیمیایی داخل هسته کیهانی که در دوره­های با میزان فرسایش بیشتر تغییر می­کنند. دومین شرط این است که سطوح ژئومورفیک عاری از هر گونه TCN در طول زمان سطوح شکل گرفته باشند. بقایا TCN بعد از دوره­های از پرتودهی سطح بوده و به عنوان بقایای اتم­های گوناگون هسته است.
جریان­های گدازه آتشفشانی و دوره­های نامنظم یخچالی بزرگ معمولا دارای اجزای شیمیایی داخل هسته کم یا بدون آثار آن هستند. شرط آخر، به منظور تاریخ گذاری دقیق سطوح در معرض قرار گرفته این است که اول ساختمان سطوح ژئومورفیک باید در طول دوره­ای در معرض پرتودهی قرار گرفته باشد و همانگونه که بوده نگه­داری و حفاظت شود. میزان فرسایش باید یا مشخص و یا بر فرض صفر یاشد. بنابراین تاریخ­گذاری سطوح در معرض قرار گرفته نیازمند آنالیز دقیق دورنمایی و نمونه برداری از سطوحی که دارای میزان کم فرسایش هستند، می­باشد. شرط میزان نزدیک به صفر فرسایش، وسعت سن­یابی در تاریخ­گذاری در معرض قرار گرفتن TCN را محدود می­سازد. در اغلب محیط­های ژئومورفیکی، سن­یابی دقیق سطوح، بین حدود 5000 سال تا کمتر از 100000 سال بوده است.اندازه­گیری سنین کمتر نیازمند محدوده­های بازرسی کمتر و بوسیله ردیابی برای اندازه­گیری TCN است در حالی که سطوح قدیمی­تر، اغلب به علت به علت فرسایش و یا دفن شدن در رسوبات از بین رفته­اند. بیابان­های قطبی در قسمت شرقی قطب جنوب قرار دارند جز استثنائات بزرگ هستند. با قدمت حدود 5 میلیون سال در معرض قرار گرفتند. درستی سن­یابی زمان در معرض قرار گرفتن و میزان فرسایش که با استفاده از خطاهای تحلیلی و تغییرات در ایزوتوپ­های تخمین زده می­شود اما معمولا میانگین آن بین3  درصد در 15 درصد است. در مطالعات میزان فرسایش TCN، فرضیه­ تعادل بین TCN و تولید و از دست رفتن ان به خاطر فرسایش و تجزیه رادیواکتیو ساخته شده است(Bierman and Steig 1996; Granger et al. 1996). تحت چنین شرایطی، زمان و دوره­های در معرض قرار گرفتن مهم نیست و غلظت TCN به صورت معکوس با میزان فرسایش، تغییر می­یابد. به طور مثال دامنه­های با سراشیبی تند با میزان فرسایش زیاد دارای غلظت TCN کمی هستند زیرا زمان کوتاهی در محل مسقر شده و کانی­ها در منطقه تشکیل شده­اند.
میانگین زمانی لازم برای به توازن رسیدن حاصل می­شود. هرچه میزان فرسایش کمتر باشد میانگین زمان طولانی­تر می­شود. میانگین زمانبندی TCN برای میزان فرسایش از نوع اقلیم معتدل بین حدود 100000 سال تا 5000 سال است. میانگین فرسایش در چنین مقیاس زمانی، روش TCN را به منظور بررسی ارتباط بین اقلیم و تکتونیک و به منظور ایجاد مرز اساس میزان فرسایش نامرتبط با فعالیتهای انسانی ایجاد کرد. دو گونه از نمونه­ها در مطالعات میزان فرسایش TCN به کار گرفته شده است. نمونه­های سنگ بستر که اطلاعات درباره حداقل میزان کاهش چشم­انداز و تاثیر زمین­شناسی در میزان فرسایش، به ما اطلاعات می­دهد. نمونه­های رسوبی در تخمین میانگین میزان فرسایش برای حوضه آبریز موثر است. از اینرو جز ساده­ترین متدها برای تخمین کوتاه مدت میزان فرسایش مانند رسوب­گذاری ثانویه مطرح شده­اند. TCN از لحاظ سهولت و هزینه­ی اندازه­گیری، نمونه­گیری و دسته­بندی کانی­ها بسیار متغیر هستند. 3HE, 2LNe تخمین زده شدند در زبری و شیب با استفاده از توده­های گازهای آزاد، طیف سنجی که مشابه تکنیک­های مورد استفاده برای مطالعات Ar39, Ar40 اندازه­گیری می­شوند. این نخستین بار است که به منظور تاریخ­گذاری سنگ­های آتشفشانی و سپس برای مطالعات تغییرات دوره طولانی از چشم­انداز محیطی در قطب جنوب که شدت میزان فرسایش کم مستلزم استفاده از اجزای شیمیایی داخل هسته پایدار است(Summerfield et al. 1999). TCN برای Al26, Be 10 بسیار قابل استفاده هستند. این اجزایی شیمیای داخل هسته بسیار شایع هستند زیرا کانی­(کوارتز) میزبان آنها هستند در اکثر ساختار زمین­شناسی، واکنش­های تولیدی موجود می­باشند و نسبتا نیز راحت و قابل فهم هستند و هر دو این اجزای شیمیایی داخل هسته میتوانند در یک نمونه مشابه اندازه­گیری شوند. از آنجایی که میانگین طول Be10 و Al26 بسیار متفاوت است (جدول 9). اندازه­گیری اجزایی شیمیایی داخل هسته در یک نمونه­گیری مشابه می­تواند هم میزان فرسایش را و هم طول مدت در معرض قرار گرفتن آنها را محدود کرده و همچنین دوره­های زمانی مدفون شدن آنها را نشان می­دهد (Lal 1991; Bierman et al. 1999) همچنین ممکن است که این دو اجزای شیمیایی داخل هسته برای تاریخ­گذاری رسوبات دفن شده مورد استفاده قرار بگیرند (Granger and Muzikar 2001) اندازه­گیری Be10 و Al26 با استفاده از طیف سنج توده­ای تسریع کننده می­باشد. نمونه­ها مستلزم آماده کردن کوارتز با خلوص بسیار و جدا کردن و تغییر در 10Be جو با اسید هیدروفلوریک دارد. 36Cl نیز بسیار در ژئومورفولوژیکی قابل استفاده است، به خصوص در چشم­اندازهای آتشفشانی و کربناتی که 10Be قابل استفاده نیستند، کاربرد دارد میزان تولید بسیار کمتر 36Cl، بهینه­سازی شده­اند و این در قیاس با سایر TCN است که این به دلیل واکنش­های تولیدی پیچیده­تر است. 36Cl به دلیل شکسته شدن نوترون بر روی K و Ca و همچنین تسخیر نوترون­های حرارتی بر روی 35Cl تولید شده است.میزان تولید به خاطر ساختار سنگ متغیر و مهم بوده و همچنین ردیابی اطلاعات مربوط به عنصرها برای محاسبه­ی میزان آنها الزامی است. AMS همچنین برای اندازه­گیری غلظت 36Cl مورد استفاده است. کربن 14 تولید شده در محل نتوانسته است خیلی در ژئومورفولوژی کاربرد داشته باشد که این به دلیل مشکلاتی است که آلودگی­های جوی را از یکدیگر جدا میکند. هرچند کاربردهای این اجزای شیمیایی داخل هسته احتمالا افزایش خواهند یافت. میانگین طول عمر کربن 14بسیار کمتر از سایر TCN ها است، بنابراین به هنگام ترکیب Be و 10Al محاسبه می­شود و میتواند در ایجاد تخمین میزان صحیح فرسایش و فهمیدن طول دوره­های تدفین توسط رسوب یا یخ مورد استفاده قرار گیرد.
References
Bierman, P.R. and Steig, E.J. (1996) Estimating rates of Denudation using cosmogenic isotope abundances in Sediment, Earth Surface Processes and Landforms 21, 125–139.
Bierman, P.R., Marsella, K.A., Paterson, C., Davis, P.T. And Caffee, M. (1999) Mid-Pleistocene cosmogenic Minimum age limits for pre-Wisconsin glacial surfaces in southwestern Minnesota and southern Baffin Island: a multiple nuclide approach, Geomorphology 27, 25–40.
Dunai, T.J. (2000) Scaling factors for production rates of in situ produced cosmogenic nuclides: a critical Reevaluation, Earth and Planetary Science Letters 176, 157–169.
Granger, D.E. and Muzikar, P.F. (2001) Dating sediment Burial with in situ-produced cosmogenic nuclides: Theory, techniques, and limitations, Earth and Planetary Science Letters 188, 269–281.
Granger, D.E., Kirchner, J.W. and Finkel, R. (1996) spatially averaged long-term erosion notes measured from in-situ-produced cosmogenic nuclides in alluvial Sediments, Journal of Geology 104(3), 249–257.
Lal, D. (1991) Cosmic ray labeling of erosion surfaces: In situ nuclide production rates and erosion rates, Earth and Planetary Science Letters 104, 424–439.
Stone, J.O. (2000) Air pressure and cosmogenic isotope Production, Journal of Geophysical Research 105, 22,753–23,759.
Summerfield, M.A., Stuart, F.M., Cockburn, H.A.P., Sugden, D.E., Denton, G.H., Dunai, T. and Marchant, D.R. (1999) Long-term rates of denudation in the DryValleys, Transantarctic Mountains, southern Victoria Land, Antarctica, based on in-situ produced cosmogenic 21Ne, Geomorphology 27, 113–130.
Further reading
Bierman, P.R. (1994) Using in situ produced cosmogenic Isotopes to estimate rates of landscape evolution: A review from the geomorphic perspective, Journal of Geophysical Research 99, 13,885–13,896.
Cerling, T.E. and Craig, H. (1994) Geomorphology and In-situ cosmogenic isotopes, Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences 22, 273–317.
Gosse, J.C. and Phillips, F.M. (2001) Terrestrial in situ cosmogenic nuclides: theory and application, Quaternary Science Reviews 20, 1,475–1,560.
 
WILLIAM M. PHILLIPS  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)    
- COULEE آبکند (مسیله خشک)
در شمال غربی امریکا آبکند (به فرانسه : Coulee به معنی به جریان افتادن) کلمه­ی کاملا متداولی است که به منظور توضیح یک دره­های خشک و یا جریان آب خشک شده استفاده می­شود. اکثر آبکند­ها در زمان آخرین دوره یخچالی بوسیله حجم دبی بزرگی از آب­های ذوب شده به خصوص در اثر تخلیه دریاچه­های پریگلاسیر شکل گرفته­اند(Bretz 1969.. Selby 1985: 458) آبکندها ممکن است از بسترهای آبی و نهرهای متناوب و پایین­تر از رودخانه­ها عمیق شده باشند.گروهی از آبکندها موازی در آلبرتای جنوبی، کانادا، احتمالا بر اثر هم تراز بودن منطقه به هم پیوسته و در یک ردیف قرار گرفته­اند (Babcock 1974). و یا ممکن است شکل گرفته باشند در دوره بعد از یخبندان در اثر فرآیندهای مانند امتداد بادهای متداول شکل گرفته­اند(Beaty 1975). واژه آبکند کاربرد دارد برای توصیف یک قطعه کوتاه و چسبناک ماگما که واقع شده در دامنه آتشفشان و یک قطعه از واریزه که بوسیله جریانات گلی حرکت کرده است که این تعریف زیاد متداول نیست.
 
References
Babcock, E.A. (1974) Photolineaments and regional Joints: lineament density and terrain parameters, South-central Alberta, Bulletin of Canadian Petroleum Geology 22, 89–105.
Beaty, C.B. (1975) Coulee alignment and the wind in Southern Alberta, Canada, and Geological Society of America Bulletin 86, 119–128.
Bretz, J.H. (1969) The Lake Missoula floods and the Channelled scablands, Journal of Geology 77, 505–543.
Selby M.J. (1985) Earth’s Changing Surface, Oxford: Clarendon Press.
 
ROBERT J. ROGERSON (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
 
 COVERSAND ماسه پوش
این کلمه اصالتا هلندی است که برای پهنه­های ماسه­ای رسوب کرده که توسط باد روی رسوبات قدیمی­تر قرار گرفته است به­کار برده می­شود. طبیعت کلی آن باعث شده است که برای گونه­های مختلف نهشته­ها به کار برده شود. هرچند عموما کاربردش در زمینه رسوب­های سطح ماسه ای که دارای منشا بادی در اقلیم سرد می­باشد. (به ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مراجعه شود) اخیرا ثابت شده به دلیل ترک خوردن در اثر یخبندان و شکاف­های یخ زده، جدا شدن و فشرده شدن گوه­های یخی تشکیل می­شود. (به گوه­های یخی و ساختار­های مربوط به آن مراجعه شود) و همچنین شواهدی مثل گرده­ها و حشرات که در رسوبات یافت شده­اند به اثبات رسیده است. منشا بادی پوشش­های شنی که بر اساس آنها میزان هم­شیبی آنها با شکل­گیری ریگ­های روان(مراجعه شود به ریگ­های روان و بادی) مطابقت دارد. سنگ­های که در اثر فرسایش بادی خشن و هموار شده­اند و یا خصوصیات ذرات(کانی­شناسی، طبقه­بندی و گردشدگی، پوشش سطحی و بافت) مطابقت می­دهند در حالیکه سطوح برجسته­ ناشی از باد، پوشش­های شنی می­توانند ترکیب شده باشند از ترکیب قطعات و ماسه به جا مانده از شکل­گیری دیگر فرآیندها مانند برف ساب و یا بادی و رودخانه­ای تشکیل شده باشند (به فعالیتهای برفی-بادی مراجعه شود).
پوشش­های ماسه ای در شمال اروپا (Schwan 1988) و قسمت میان قاره­ای شمال امریکا هرچند چیزی از بقایای آن باقی نمانده، فراگیر بوده­ و به وسعت بالغ s 10000 بر کیلومتر مربع توسعه یافته است بطوریکه تقریبا مخصوصا صفحات بهم پیوسته و با سطح هموار و موج دار(کمتر از 5 متر) بوده برجستگی­های کم و قابل توجه از تل ماسه­ها، وجود دارند (Koster 1988). این موضوع پوشش شنی را از رسوبات شنی جدیدتری که خاکریزهای مانند ماسه­های روان در هلند، مجزا می­سازد(Koster et al 1993).
پوشش ماسه ای معمولا از ضخامت یکسان تا حدود چندین متر برخوردار هستند، تنها در دره­ها، رسوبات مجاور سد­های توپوگرافی ضخیم­تر هستند پوشش­های ماسه ای همچنین تمایل دارند به صورت افقی طبقه طبقه می­باشند که از بستر­های نازک تشکیل شده­اند که ساختار آنها از تپه­های ماسه ای ساحلی با بستر­های با زاویه زیاد (به تپه­های ماسه­ای ساحل رجوع کنید)، ماسه­ها در عرض بستر، نهشته­ها از طریق موج­دار شدن ماسه­های رودخانه­ای تفکیک می­شوند. بررسی دقیق لایه بندی پوشش ماسه­ای در اروپا منجر به طبقه­بندی پوشش ماسه­ای به دو دسته شده است که هر یک نیز مجددا به دو شاخه دیگر تقسیم شده­اند. گروه اول شامل: پوشش­های ماسه ای قدیمی نوع اول و دوم و گروه دوم: پوشش­های جوان­تر نوع اول و دوم. پوشش­های ماسه ای قدیمی به دلیل تناوب در لایه­های بستر با جورشدگی خوب که به صورت موازی لایه لایه شده­اند که با خصوصیات ماسه­ای لومی ریز مایل به خاکستری و ماسه ریز یا متوسط مایل به زرد مشخص می­شود. پوشش شنی قدیمی نوع اول شاهد تغییر شکل در اثر برودت بیشتر و قالب­های گوه­ی یخ زده به خصوص در لایه­های بالاتر، در مقایسه با پوشش شنی قدیمی نوع دوم بوده است. معمولا دو رخساره به وسیله تفاوت در شکل از هم مجزا هستند به طور مثال ماسه سنگ­های شهر بیونینجر. پوشش­های شنی جوان­تر اغلب یک شکل با جور شدگی خوب و لایه­بندی موازی با شن­های با اندازه متوسط همراه با ماسه­های بزرگ که جز ساختمانی جدا شده و شکل گرفته از یک منشا محلی است. این شن­ها به ندرت دفن شده و یا بستر سازی آن­ها منقطع بوده و دارای برجستگی کوتاه می­باشد و هیچ نشانی از تشکیل گوه­ یخی در آن نمی­باشد. اولین تفاوت بین دو رخساره پوشش شنی جوان در ساختارهای رسوبی آن­ها است که نشان دهنده پوشش شنی جوانی نوع دوم در شرایط و محیط­های خشک­تری رسوب نموده است.
شواهد ناقص موجود حاکی از آن است که پوشش­های شنی در طول چندین دوره­ی یخبندان پلیستوسن رسوب کرده است و تنها به آخرین دوره­ی یخبندان منحصر نمی­شود. در محدوده­ی شمالی باقی مانده اما گسترده پوشش­های شنی اروپایی که در بریتانیا، هلند، آلمان، دانمارک، لهستان و بالتیک به طور وسیعی یافت شده­اند، موقعیت بیشترین ورقه­های یخی در اواخر ویشزلونین(دوسنین) بسیار منطبق بوده است. در کل، دهه­ی اخیر فعالیت­های پوشش­های شنی در شمال غربی اروپا، پس از اخرین دوره بین یخچالی، در سرتاسر دوران ویشزلونین به شدت افزایش یافت.
آمار دو فاز اصلی از رسوب­گذاری پوشش­های شنی منتشر شده است: یکی در حدود 18000 تا 15000 سال پیش(پوشش­های شنی قدیمی­تر نوع دوم) و یک دوره دیگر با شدت بیشتر بین 14000 تا 11000 سال پیش(پوشش شنی جوانتر) (Koster 1988; Bateman 1998; Singhvi et al. 2001) پوشش شنی قدیمی­تر نوع اول به نظر میرسد رسوب­گذاری عمده به صورت مجزا پدیدار شده است اما همزمان با، رسوب­گذاری­های گسترده لس در شمال غربی و شرقی اروپا بوده که بیشتر رسوبگذاری تنها قبل از آخرین دوره حداکثر یخچالی و پدیدار شده تقریبا 13000 سال قبل تثبیت شده است
(Singhvi et al. 2001). هرچند شواهد همچنین اشاره دارد بر وضعیت و شرایط محیطی و محلی که مشخص نیست، فاز دوره­های بادی با پوشش­های شنی قدیمی­تر مجزا است و مناطق پوشش شنی از نوع قدیمی­تر هم چنان در حال رسوب در مکان­هایی که به آن­ها اصطلاحا دوران پوشش شنی جوان­تر گفته می­شود، می­باشند. (Kolstrup et al. 1990; Kasse 1997) ساخت و حفظ پوشش شن­های اواخر ویشزلونین به نظر می­رسد که به افزایش منابع شنی به دلیل دوره­ی یخبندان، پوشش گیاهی پراکنده، برجستگی کم و شن کم به دلیل تناوب دوره­ای مرطوب، یخچالی رسوبگذاری سطحی ادامه دارد (Kasse 1997). با استفاده از جهت­یابی در مورفولوژی تپه­های شنی، انحراف بستر و ضخامت واحد، بازسازی جهت باد­های قدیمی(پالئو) مسیر را ساخته­اند. پوشش شنی قدیمی­تر رسوب کرده به وسیله بادهای نافذ شمال غربی با بادهای غربی و پوشش شنی جوانتر اغلب به دلیل بادهای غربی به سمت جنوب غربی رسوب کرده­اند. چنین اطلاعاتی برای آگاهی دادن مدلهای پالئوکلیما در اروپای مرکزی و شمال غربی مورد استفاده است. (E.g. Isarin et al. 1998)
References
Bateman, M.D. (1998) the origin and age of coversand In north Lincolnshire, UK, Permafrost and Periglacial Processes 9, 313–325.
Isarin, R.F.B., Renssen, H. and Vandenberghe, J. (1998) the impact of the North Atlantic Ocean on the Younger Dryas climate in northwestern and central Europe, Journal of Quaternary Science 13, 447–453.
Kasse, C. (1997) Cold-Climate aeolian sand-sheet formation In North-Western Europe (c.14–12.4 ka); a Response to permafrost degradation and increased aridity, Permafrost and Periglacial Processes 8, 295–311.
Kolstrup, E., Grun, R., Mejdahl, V., Packman, S.C. and Wintle, A.G. (1990) Stratigraphy and thermoluminescence Dating of Late Glacial cover sand in Denmark, Journal of Quaternary Science 5, 207–224.
Koster, E.A. (1988) Ancient and Modern cold-climate Aeolian sand deposition: a review, Journal of Quaternary Science 3, 69–83.
Koster, E.A., Castel, I.I.Y. and Nap, R.L. (1993) Genesis And sedimentary structures of Late Holocene Aeolian Drift sands in northwest Europe, in K. Pye (ed.) the Dynamics and Environmental Context of Aeolian Sedimentary Systems, Geological Society Special Publication 72, 247–267.
Schwan, J. (1988) the structure and genesis of Weichselian to early Holocene aeolian sand sheets in W. Europe, Sedimentary Geology 55, 197–232.
Singhvi, A.K., Bluszcz, A., Bateman, M.D. and Someshwar Rao, M. (2001) Luminescence dating of Loess-palaeosol sequences and coversands: methodological Aspects and palaeoclimatic implications, Earth-Science Reviews 54, 193–211.
 
MARK D. BATEMAN  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)    
 
CRATER - دهانه آتشفشان (کراتر)
کراترها به شکل کاسه هستند، فرورفتگی تقریبا دایره­ای شکل که معمولا به وسیله اثر شدید از انرژی زیاد یا فعالیت­های انفجاری شکل گرفته­اند. یک مشکل ژئومورفولوژیکی اساسی در تشخیص دادن ویژگی­های منشا تشکیل بوسیله آتشفشان یا در مقابل فرآیندهای ناشی از برخورد وجود دارد. فرآیندهای برخوردی باعث وارد کردن ضربه با یک برخورد کیهانی به یک سطح بوسیله شهاب سنگ­ها، ستاره­های دنباله­دار و سیارک­ها می­باشند همچنین ممکن است که یک کراتر به دلیل انفجار یک شهاب سنگ یا یک ستاره­ دنباله دار که در قسمت بالای جو زمین شکل گرفته­اند تشکیل می­شوند. حفره­های آتشفشانی معمولا در قله­های مخروط­های آتشفشانی شکل گرفته­اند و ناشی از فوران­های انفجاری و یا تجمع مواد تشکیل شده در اثر فعالیت­های آتشفشانی در یک دیواره نزدیک دهانه­ی آتشفشانی، می­باشند. البته فعالیت­های بشری نیز می­تواند باعث ایجاد حفره­های انفجاری شود، شاید شگفت­انگیزترین آنها به دلیل آزمایشات هسته­ای باشد. این مطلب در مطالعات فیزیکی در همین زمینه بسیار خوب مورد بررسی قرار گرفته که در نهایت منجر به پیشرفت­های قابل توجهی در تشخیص فرآیند طبیعی ایجاد حفره­ای برخوردی شده است (Roddy et al. 1977). یکی از مباحث بزرگ در ژئومورفولوژی سیارات مربوط به منشا کراترهای روی کره ماه است.
G.K. Gilbert, 1893)) با استفاده از منطق ژئومورفولوژیکی یا بحث کردن در مورد کراترهای ماه که دارای یک منشا برخوردی هستند پرداخته: تا وقتی که در دهه 1930، هرچند اکثر ستاره شناسان تصور می­کردند که مدور بودن کراترهای ماه به وسیله یک منشا فرایندهای آتشفشانی است دلیل می­آوردند که چیزهای به ماه برخورد کرده که شامل بعضی برخوردهای مورب بوده و آنها مدور نبوده­اند. تنها در اواخر قرن 21 علم فیزیک در فرآیندهای تشکیل کراتر­ها به اندازه کافی به آن درک رسید که ثابت کند اکثر برخوردهای مایل یا مورب باعث ایجاد کراترهای مدور و نه بیضی شکل می­شود.
 با این وجود برخی ستاره­شناسان همچنان به بحث و استدلال درباره­ی منشا آتشفشانی تا قبل از ماموریت­های آپولو در دهه 1970 پرداخته­اند. بازگشت از این ماموریت شواهد مسلمی برای منشا برخوردی برای تقریبا تمامی کراترهای روی ماه بوده است.
 
کراترهای آتشفشانی (Volcanic craters)
کراترها می­توانند انواع متفاوت فرورفتگی که حاصل فعالیت­های آتشفشانی یا شبه فعالیتهای آتشفشانی که شامل آتشفشانهای گلی، برآمدگی­های حاصل چشمه­های آب، چشمه­های آب گرم و پینگوهای مسطح شده باشند. ژئومورفولوژی کراترهای آتشفشانی واقعی توسط فیربریدگ Fairbridge,1968)) مورد بررسی قرار گرفت. او فروریختگی پیچیده و ساختارهای انفجاری که در نتیجه کالدراها را تشکیل می­دهند و از دیگر انواع کراترهای آتشفشانی تفکیک و جدا می­سازد را بررسی کرد.
ماگمای که غنی از سیلیس است تمایل به ایجاد فعالیتهای انفجاری زیاد دارد که نتیجه این فعالیتها تشکیل صخره­های آتشفشانی که قطعه قطعه شده و سنگ­های آذرآواری می­باشد. گنبد­ها از سنگهای آتشفشانی با سیلیس زیاد، شامل اوبسیدان است که اغلب کراترهای که قبلا بر اثر فعالیتهای آتشفشانی تشکیل شده­اند را با مواد آذرآواری پر می­کنند. فعالیتهای انفجاری ماگمای بازالتی مخروطهای با کراترهای همراه با شکاف­های بزرگ و چاله­های کراتر متعدد تشکیل می­دهد.
یکی از معروفترین آنها هلوماما[1] است که یک حفره­ کراتر در روی بستر کالدرای کیلاویا[2] ، بر روی یکی از همواره فعالترین آتشفشان روی کره زمین در جنوبی­ترین نقطه­ی جزیره هاوایی است. همچنین کراترهای آتشفشانی زیادی بر روی سیارات دیگر وجود دارند، که شامل چشم­اندازهایی از کالدراهای بر روی آتشفشان­های ونوس، مریخ و آیو(از قمرهای بسیار فعال آتشفشانی سیاره مشتری) می­باشند. یکی از انواع خاص کراترها که به آن مور[3] می­گویند که این اسم از گویش محلی آلمانی گرفته شده است. در اصل این واژه برای کراترهای حاصل از انفجارهای آتشفشانی نزدیک ایفل، در آلمان به کار برده می­شده است. کراترهای مور ممکن است مرتبط باشد با (diaterme)، که این حفره­های آتشفشانی پرشده از سنگ­های جوش خورده به دلیل انفجارهای گازی شکل گرفته­اند. همچنین آنها در داخل زمین­های با ژنتیک مخروط­های آتشفشانی روی می­دهند، که تنها در طول مراحل انفجاری، توسعه و گسترش می­یابند. کراترهای مور معمولا دارای مواد آذرآواری تشکیل شده از فعالیت­های انفجاری آتشفشانی و اغلب دریاچه­های در بستر آن ایجاد می­شود. آن­ها عموما به دلیل واکنش صعود گدازه­های آتشفشانی با آبهای نزدیک سطح زمین ایجاد شده­اند. ساختار کراتر جالب دیگری نیز وجود دارد که به آن کرارتهای کاذب یا مخروط­های بی­ریشه می­گویند. این کراترهای کاذب ابتدا در ایسلند شناسایی شدند، در جایی که گدازه­ی بازالتیک جریان داشته بیشتر زیر لایه­های از آب و یخ هستند. واکنش بین گدازه­ آتشفشان و آب موجب ایجاد انفجارهایی آتشفشانی شده که باعث تشکیل کراتر­ها می­شود. پیشروی کردن جریان می­تواند باعث جدا کردن کراتر یا مخروط شکل گرفته از منشا خود شود. این قبیل عوارض ناحیه­ای با کمتر از ده­ها متر یا هزار­ها متر ضخامت تشکیل می­دهد.
 
مورفولوژی کراترهای برخوردی(Impact crater morphology)
دستاوردهای اخیر عمده در اکتشافات نجومی که در سطح تمامی سیارات در منظومه شمسی بدست آمده نشان داده که آثار کراترهای بسیار بزرگ در اثر برخورد سنگ­های آسمانی وجود دارد. این­ها در یک حوضه­ی وسیع در مقیاس­های بزرگ روی داده­اند. کوچکترین آنها میکروکراترها یا چاله­ها هستند که صخره­ها در معرض برخورد سنگ­های آسمانی کوچک یا ذره­های غباری کیهانی با شتاب بسیار بالا شکل گرفته­اند. این­ها تنها بر روی سطوحی که خالی از اتمسفر هستند شکل میگیرند، که می­تواند حتی یک جسم پرتاب شده خیلی کوچک قبل از برخورد بسوزاند. کراترهای ساده بزرگتر هستند، فرورفتگی­های کاسه مانند که روی سطوح زمین تشکیل می­شوند. محدوده آنها به چندین کیلومتر رسیده و معمولا قطر دیواره­ی آن­ها تقریبا 5 برابر عمق آن­ها از قسمت بالایی دیواره تا بستر حفره است.
حفره­های ساده، برای بسیاری از ژئومورفولوژیست­ها آشنا است زیرا تعدادی از آنها برای جمع­آوری مدارک در طول دوره­ی عملیات فرود انسانها از آپولو بر روی کره ماه به عنوان نمونه بررسی شده است. روی کره زمین یکی از معروفترین کراترهای ساده، حفره برینگر[4] با قطر یک کیلومتر در شمال آریزونا است که به آن کراتر شهاب سنگ نیز می­گویند. نکته جالب این است که اختلاف بزرگی بر سر عامل تشکیل آن وجود داشته است که در نهایت (Gilbert 1896) به این نتیجه رسید که منشا آتشفشانی داشته است. علی رغم آن که منشا برخوردی آن نیز بسیار مورد بحث بود. اکثر کراترهای بزرگ در سطح سیاره و قمرها قابل رویت بوده و کراترهای پیچیده­ی هستند. آنها دارای دیواره­هایی هستند که به خاطر داشتن تراس­هایی در سرتاسر لبه داخلی آن­ها، مشخص می­باشند. بستر آن­ها وسیع و هموار بوده و اغلب یک قله مرکزی در آن وجود دارد. همچنین کراترهای اغلب با قطر چند ده متر تا چند هزار کیلومتر هستند، و به خوبی روی ماه مشاهده می­شوند(شکل 28). به دلیل داشتن بسترهای هموارشان و نسبت عرض زیاد به عمق­شان، این عوارض اغلب به مانند حوضه­های تصادفی توصیف می­شوند .کراترها ساختارهای تصادفی بسیار بزرگی هستند همچنین شناخته شده­اند و خیلی از این کراترها دارای حوضه­های با چندین حلقه هستند. کراترها دارای چندین حلقه­ی متحدالمرکز بوده که هر کدام از سطح ناهموار پر از تپه­ماهور تشکیل شده­اند. بستر این حفره­های استثنایی بسیار بزرگ و اغلب پوشیده از گدازه­های آتشفشانی است. قطر آنها می­تواند بیش از 2000 کیلومتر و یا بیشتر داشته باشد. تحقیقات اخیر حاکی از آن است که بسیاری از اجسام پرتاب شده که باعث ایجاد کراترهای برخوردی است به صورت گروهی ظاهر می­شوند تا به صورت انفرادی، یکی از نمونه­های خارق­العاده­ی این پدیده ستاره دنباله­دار Shoemaker- levy 9 است، زمانی که با مشتری در ماه جولای سال 1994 برخورد کرد به چندین قطعه تقسیم و متلاشی شد. همچنین سیارک­ها هم ممکن است وقتی با اتمسفر یک سیاره برخورد کنند خرد شوند.

شکل 28: تصویر یک کراتر پیچیده مربوط به ماه که توسط گرو کارل گیلبرت طراحی شده است(1893:243).

عکس 29: حفره­های برخوردی هنبری[5] در مرکز استرالیا، این ساختار زمانی شکل گرفت که یه گروه از شهاب سنگ­ها به سطح زمین اصابت کردند که این حدود کمتر از 5000 سال گذشته بوده است (Milton 1968). بزرگترین حفره­ها قسمتی از یک گروه فشرده 4 تایی با قطر حدود 150 متر و عمق 10 تا 15 متر است. به مسیر زهکش­ها در حفره­ها دقت کنید.
بین 150 یا بیشتر سایت برخوردی در کره زمین است بسیاری شامل چندین کراتر متعدد هستند(شکل29). برخوردهای کالی[6] که در استونی در حدود 2400 تا 2800 سال پیش برخورد کرده که شامل 9 کراتر است که بزرگترین آن با عرض 110 متر و 20 متر عمق می­باشد.
 
فرآیند کراتر­های برخوردی(Impact crater processes)
شهاب سنگ­ها و ستاره­های دنباله­دار به سرعت بالا در هر متر بر ثانیه می­رسد، که باعث ایجاد جابه­جایی انرژی بسیار زیاد در یک بازه­ی زمانی به حد بسیار کوتاه به هنگام اصابت به سطح یک سیاره می­شوند.
در حقیقت فرآیند تشکیل کراترها به طور شگفت­انگیزی منظم است و از جهت مطالعات هم تئوری و هم عملی بسیار مطرح می­باشد (Melosh 1989). مرحله اول تماس و تراکم است که مدت زمان انجام آن­ها تنها اندکی بیش از زمانی است که اجسام پرتاب شده طول قطر کراتر تشکیل می­دهند. این باعث به وجود آمدن برجستگی­های مواد در اثرشدت شتاب زیاد ضربه­ها است که از قسمت­های حاشیه­ای پرتابه­های تغییر شکل داده به سمت بالا پرتاب می­شوند. ناحیه­ی با فشار زیاد در قسمت جلویی پرتابه تشکیل شده، در همان زمان که بر اثر تماس با مواد پرتاب شده باعث تغییر شکل مواد شده است. در قسمت داخلی منظومه­ی شمسی مواد پرتاب شده اصولا سنگ­ها می­باشند، اما در قسمت­های بیرونی منظومه شمسی، قمرهای مشتری، زحل، اورانوس و نپتون، اغلب یخ می­باشند. یخ­ها در حدی سرد هستند که اغلب مانند یک صخره­ی سخت می­باشند. پس از مرحله تماس و تراکم، مرحله­ی جریان یافتگی بوسیله پرتاب شدن یا مرحله حفر کردن است. مواد پرتاب شده بوسیله انتشار شوک موج برخورد ذوب یا تبخیر می­شود در حالی که موج ضربه دیگر به سمت هدف انتشار می­یابد. ضربه توسط امواج مافوق صوت انتشار پیدا می­کند که باعث کاهش فشار مواد و جریان حفر گسترش می­یابد که باعث باز شدن یک کراتر ناپایدار می­شود.
این فرآیند حفاری ممکن است حدود چندین دقیقه طول بکشد، بستگی دارد به سطح انرژی که بعد از برخورد آزاد شده است. مواد بیرون رانده شده از کراتر میتواند باعث گسترش ظاهر دیواره از مواد بیرون ریخته شود که به شکل یک مخروط برعکس هستند که در مرکز محل برخورد وجود دارند. مواد رسوب شده از این محل، تشکیل یک لایه از مواد بیرون ریخته را میدهند که سطح را در جهت قسمت خارجی به اندازه دو شعاع کراتر از دیواره حاشیه پوشش می­دهد.
بلوک­های بیرون ریخته بزرگ اضافی ممکن است باعث ایجاد برخوردهای مضاعف و یا حفره های دوم شوند. این اشکال، مورفولوژی مشخصی دارند که این به دلیل شتاب پرتابه­های کم سرعت تر، مسیرهای مورب، ساختارهای شعاعی در ارتباط با منشا کراترها است. در انتهای محل حفر شدن، کراتر ناپایدار اغلب دچار متلاشی شدن و تغییر شکل می­شود. برای کراترهای پیچیده­ی بزرگتر، این باعث ایجاد تراس­ها و قله­های مرکزی می­شود.
تراس­ها بوسیله ریزش در دیواره کراتر بعد از اینکه تمامی مواد حفر شدند گسترش می­یابد. قله­های مرکزی نشانگر بالا بردن مواد موجود در بستر زیر گودال کراترهای ناپایدار می­باشند. قله­ها ممکن است همانطور که قله­ی مرکزی در حال رشد و متلاشی شدن می­باشد، شکل گیرد.
 
چشم انداز کراتر(Crater landscapes)
چشم اندازهای کراتری بر سطوح اجسام صخره­ی در منظومه­ی شمسی غالب می­باشند. این اصولا به این دلیل است که اغلب این سطوح بسیار قدیمی هستند. در کل حجم حفره­های برخوردی روی یک سطح تقریبا برابر با قدمت آن سطوح هستند. گرچه این رابطه در مقیاس زمان بسیار طولانی می­باشد علاوه بر این رابطه خطی نیز نبوده است.
 در طول قسمت ابتدایی تاریخ منظومه­ی شمسی میزان برخورد بسیار بالا بوده است. از آخرین دفعه­ی رشد سیارات و بسیاری از قمرها، حدود 5/4 میلیارد سال گذشته، تا حدود 9/3 میلیارد سال پیش برای ماه و شاید چند صد میلیون سال به بعد برای مریخ، دوره­ی بمباران فشرده­ی سنگینی وجود داشت. این امر باعث ایجاد حفره­های مشترک با اندازه­های بیش از مقیاس حوضه­های چند حلقه­ای می­شود. عمل مقیاس گذاری در مورد بسیاری از حفره­های کوچکتر، بسیار منظم تر است تا با حوضه­های بزرگتر.
پس از یک بمباران سنگین که توسط بسیاری از اجسام باقی مانده پس از تشکیل منظومه شمسی انجام شده است. میزان برخورد به واسطه بیشتر شدن نظم یک مرتبه کاهش یافته است. در روی کره ماه این مقیاس­های زمانی ایجاد حفره­ها توسط تاریخ­های رادیومتریکی روی صخره­های بازگشته به زمین توسط ماموریت­های آپولو مورد تایید قرار می­گیرند. قمرهای بزرگتر نیز در فازهای بمباران­های سنگین مشابه هم هستند، و شواهد آن وجود کراترهای کمتر بر سطوح قمر مر است که این­ها در بستر حوضه­های برخوردی خیلی بزرگ اتفاق می­افتند. در مریخ یک چنین دو دستگی بین مناطق کوهستانی قدیمی، کراترهای زیاد و مرتفع و جوانتر، کراترهای کمتر و مسطح وجود دارد. برعکس کره ماه هرچند بسیاری از حفره­های مریخی بر اثر فرسایش که شامل فرآیندهای رودخانه­ای، فرآیندهای مجاور یخچالی و یخچالی می­باشد بسیار تحلیل رفته­اند.
References
Fairbridge, R.W. (1968) Crater, in R.W. Fairbridge (Ed.) Encyclopedia of Geomorphology 207–218, NewYork: Reinhold.
Gilbert, G.K. (1893) The Moon’s face: a study of the Origin of its features, Philosophical Society of Washington Bulletin 12, 241–292.
——(1896) the origins of hypotheses illustrated by the Discussion of a topographic problem, Science n.s. 3, 1–13.
Melosh, H.J. (1989) Impact Cratering: A Geologic Process, Oxford: Oxford University Press.
Milton, D.J. (1968) Structural geology of the Henbury Meteorite craters, Northern Territory, Australia, US Geological Survey Professional Paper 499-C, 1–17.
Roddy, R.J., Pepin, R.O. and Merrill, R.B. (Eds) (1977) Impact and Explosion Cratering, New York: Pergamon.
 
SEE ALSO: astrobleme; caldera; extraterrestrial geomorphology; Volcano
 
VICTOR R. BAKER  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
 
 
CRATON - هسته مقاوم (کراتن)
 به هسته­های مرکزی و سنگین پوسته­ی قاره­ی پایدار، که در حال حاضر این قاره­ها به ثبات در تکتونیک رسیده­اند را می­گویند. تمامی هسته­ها بیش از 570 میلیون ساله هستند، که به دوران قبل از کامبرین برمی­گردند. هسته­ها، اساسا زیربنای سخت دارند که اغلب تشکیل شده­اند از گرانیت­ها و سنگ­های دگرگون شده­ی که پی­سنگ­های قدیمی هستند که در حال حاضر روی آن رسوبگذاری رخ داده است. آنها معمولا دارای لایه بندی نازک و یک برجستگی کوچک هستند که به دلیل رسوبگذاری ایجاد شده­اند. هسته­های مقاوم تنها تحت تاثیر خشکی­زایی و عاری از ویژگی­های کوه­زایی و فعالیتهای آتشفشانی بوده­اند. واژه کراتن از لغت یونانی (Kraton) به معنی سپر گرفته شده است و بنابراین تنها باید برای قاره­ها استفاده شود نه اقیانوس­ها که مطابق نظریه صفحات تکتونیکی است. هسته­های مقاوم توسط فرآیند تشکیل هسته­های مقاوم ایجاد شده­اند. رسوبات ضخیم و به صورت لایه­ای در حاشیه­ی مناطق تشکیل دهنده هسته­های مقاوم انباشته می­شوند. در اینجا سرانجام مواد تغییر شکل می­دهند و هسته­های مقاوم موجود مقداری ذوب شده­اند. هسته­های مقاوم اخائیه (شهرباستانی در یونان) ابتدا بسیار کوچکتر ولی با تعداد بسیار بیشتری بوده است، هرچند به دلیل فرآیند تشکیل هسته­های مقاوم در تمام زمان فانروزوئیک

[7](پیدا زیستی: به سه دوره پالئوزوئیک دیرینه زیستی، مزوزوئیک میانه زیستی، سنوزوئیک نوزیستی تقسیم می­شود) هسته­های مقاوم بزرگتر و از لحاظ تعداد کمتر شدن به دلیل اینکه با یکدیگر ترکیب شدند. ناحیه­ای از یک هسته مقاوم که بدون پوشش هستند یک سپر نامیده می­شود. سپرها از پی سنگ­های بلورین قدیمی تشکیل شده­اند و نمایانگر هسته­ی یک کراتن هستند.
سپر کانادایی نمونه­ای از آن است که از گرانیت و سنگ­های دگرگونی شده کثل گنیس، در کنار رسوبات دگردیس شده­ی بسیار تغییر شکل یافته مثل کوارتز و سایر سنگ­های آتشفشانی تشکیل شده است. واژه سپر نیز گاهی به عنوان کلمه­ی مترادف کراتن استفاده می­شود.
در قسمت حاشیه­ای سپرها به صورت دگرشیبی و روراندگی است که به وسیله واحدهای رسوبی نازک که به آن سکو یا پلاتفرم گفته می­شود . پلاتفرم­ها اغلب به ضخامت یک کیلومتر در دوران پالئوزوئیک و مزوزوئیک ایجاد شده­اند که غالبا از ماسه سنگ­های دریایی کم عمق و سنگ آهک­ها و شیل­ها تشکیل شده­اند. از آنجایی که کراتن­ها از لحاظ تکتونیک مقاوم می­باشند، رسوبات تمایل به گسترش زیادی در هر یک از مناطق مربوط به زمین­های پست مانند حوضه­های میانی کراتونی دارند. این­ها اکثرا کم عمق هستند هرچند می­توانند تا 3000 متر هم باشند، کاسه مانند هستند و به وسیله فرونشست­های بسیار کند مشخص می­شوند. ضخامت حوضه­های رسوبی متداولا به سمت قسمت مرکزی است هرچند پر شدن آن ناپیوسته است که منعکس کننده چینه­شناسی ناپیوسته در سراسر کراتون است که توسط دوره­ی ثبات آرامش نشانه­گذاری شده است.
بسیاری از آن­ها گسترش پیدا می­کنند مثل دریاچه­های فرونشسته­ی کم عمق مانند دریاچه چاد در شمال آفریقا. دلیل کراترهای میانی در حوضه­های باقی مانده­ای قاره­ای همین است.
Further reading
Condie, K.C. (1997) Plate Tectonics and Crustal Evolution, 4th edition, Oxford: Butterworth Heinmann.
 
STEVE WARD (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
CROSS PROFILE, VALLEY - نیمرخ عرضی دره
در بیشتر مقدمه جغرافیای طبیعی و کتاب­های زمین شناسی یک تفاوت قابل ملاحظه­ای بین نیمرخ عرضی دره­های v شکل و ویژگی­های سیستم حاکم بر آن بوسیله فعالیت­های فرسایش رودخانه­ای توصیف شده­اند و دره­های با نیمرخ عرضی U شکل که در توصیف آنها می­توان گفت که دارای یک سیستم غالب فرسایش یخچالی هستند.
برای تشخیص و اجزا سازنده این فرایند جهت­دار طبقه بندی چشم­انداز کلاسیک دیویس عمومیت بیشتری دارد به­خصوص در نیمه اول قرن بیستم و همچنان در تحلیل­ها و تفسیر­های چشم­انداز مدرن از آن استفاده می­شود. تحلیل­های مورفومتریک برای نشان دادن شکل نیمرخ عرضی دره­های یخچالی استفاده می­شدند که می­تواند به وسیله علائم ریاضی حروف U نشان داده شود، این یک معادله شکلی است از آنجایکه دره­های رودخانه­ای دیواره پرشیبی دارند بیشتر نزدیک خطی می­باشند. به­علاوه میزان انتقال سنگ­ها مستلزم تبدیل شکل هندسی شکل نیمرخ v شکل به U شکل است که این به عنوان یک واحد برای اندازه­گیری اجزا در گسترش دره توسط فرسایش یخچالی استفاده می­شود. میزان گسترش دره به سمت یک شکل خاص، به عنوان یک واحد اندازه­گیری درجه تغییر شکل دره توسط فرآیندهای یخچالی یا رودخانه­ای مورد استفاده قرار گرفته است. هرچند مقطع عرضی دره­ها شامل انواع بسیار متفاوتی از اشکال هستند تا طبقه­بندی دو قسمتی آنها به شکل U و V. شکل مقطع عرضی، تنها بر اثر فرسایش رودخانه­ای و یخچالی کنترل نمی­شوند بلکه به وسیله الگوهای فرسایشی دامنه­ای و رسوبگذاری و بوسیله الگو مقاومت سنگ­ها به فرسایش شکل می­گیرند. معمولا توضیحات برای گسترش دره­های V شکل در مناطق با فرسایش رودخانه­ای فعال، شامل چندین مولفه می­شوند: 1- فرسایش رودخانه­ای اغلب به صورت عمودی است. 2- رودخانه قابلیت جا­به­جای کلیه مواد تولید شده توسط فرآیندهای دامنه­ای را دارد. 3- دره­هایی که دیواره که پرشیب دارند قطعات زاویه­دار از دامنه و انتقال یا در اثرگسیختگی سرازیر می­شوند. این مجموعه شرایط ایده­آل در نتیجه دره­های با دیواره پرشیب و قطعات واریزه­ای در هر یک از دو طرف رودخانه یکسان است در مرکز رودخانه که در حالت فرسایش عمودی است در چشم­انداز با مقداری از دشت سیلابی و یا بدون آن یک نیمرخ عرضی V شکل است. هرچند اگر رودخانه توانایی جا­به­جا کردن مواد فراهم شده حاصل از فرآیند شیب تند دامنه­ای را نداشته باشد، اگر دره دارای تنوع زمین شناسی قابل توجه­ی باشد تنها در شکل شیب یا اگر فرایند حاکم دامنه­ای متفاوت باشد در قسمت­های مجزای شکل شیب، تسلط داشته باشد، بستر دامنه­های پیچیده و کف دره به شکل خطی ساده است برای یک شکل نیمرخ عرضی V شکل گسترش پیدا می­کند. معمولا تفسیر توسعه­ی دره­های U شکل که بر اثر فرسایش یخچالی ایجاد شده­اند، به بحث در این زمینه وابسته است که یا این دره­هایی که در دوره­ی یخچالی بوده­اند که واقعا کانال­های یخچالی بوده­اند و دیواره­ی کناره­ی شیب دار و کف نسبتا هموار آنها یک شکل مشخص برای جریان سیال در کانالها بوده یا الگوی مقطع عرضی فرسایش در زیر یک رودخانه­ای یخی شامل یک بیشینه مرکزی عریض که به سمت دیواره­های کناره­ای شیب دار و یک شکل نیمرخ کم شیب در مرکز کانال می­باشد. مدلسازی­های متعدد مربوط به دینامیک یخ ، الگوی فرسایش زیریخچالی و شکل پروفیل نیمرخ و دلیل گسترش آن می­تواند تنها ناشی از فرسایش یخچالی در سنگ بستر که همگن هستند باشد. هرچند مخصوصا تغییرات در مقاومت سنگ بستر به فرسایش در یک مدل مطرح می­شوند، تغییرات وسیعی در اشکال مقطع عرضی از قبیل شکل V مانند می­تواند گسترش پیدا کنند. برای تفسیر بسیاری از دره­های یخچالی از شکل U استفاده می­شود ، شکل دره­ها در آنالیزهای مورفومتریک عامل رسوبگذاری عضو سازنده قابل توجهی هستند. شکل U مانند از ترکیب بستر دره­ای کم شیب، رسوب جریان یخی و دامنه مقعر شیب­دار(فرآیندهای پس از دوران یخچالی و مجاور یخچالی) زیر دیواره سنگ بستر شیبدار و تغییرات یخچالی به وجود آمده­اند. هرچند تفاوت ایده­آل میان دره­های U شکل و V شکل برای مناطقی که فرسایش یخچالی و رودخانه­ای حاکم هستند استفاده می­شود. در جایی که در واقع تنوع وسیعی در شکل­دهی در شکل نیمرخ عرضی نقش دارد، بیشتر پروفیل عرضی پیچیده در نتیجه شکل­گیری موقتی و مخصوصا تغییرات در فرایندهای که پروفیل عرضی شکل می­دهند شامل هم فرسایش و هم رسوب­گذاری و الگو شکل­دهی مقاومت مواد سطحی در برابر فرسایش ناشی می­شود.
Further reading
Augustinus, P.C. (1995) glacial valley cross-profile Development: the influence of in situ rock stress and Rock mass strength, with examples from Southern Alps, New Zealand, Geomorphology 11, 87–97.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press. Harbor, J. (1995) Development of glacial-valley cross Sections under conditions of spatially variable resistance to erosion, Geomorphology 14, 99–107.
Hirano, M. and Aniya, M. (1988) A rational explanation of cross-profile morphology for glacial valleys and of glacial valley development, Earth Surface Processes and Landforms 13, 707–716.
SEE ALSO: hillslope, form; hillslope, process; valley
 
JON HARBOR  (ترجمه سمیرا بهجتی و مهدی چوبینه)   
 
 
واژه زیر تر جمه نشده است
CRUSTAL DEFORMATION
Motions of the lithosphere disrupt and modify rocks and the topographic surface. As a manifestation of PLATE TECTONICS, these deformations
maintain continental forms that protrude above sea level. Crustal deformations, such as fault offsets and folds, produce diverse constructional
landforms dependent on local material properties and surface processes. ACTIVE MARGINs are shaped by competition between deformation and
erosion. Deformation occurs at the timescale of plate motions (centimetres per year) but can be slower along individual structures. Recent technologies have revolutionized crustal deformation studies, such as space-based geodesy (e.g. GPS) and seismology that constrain short-term behaviour, dating techniques (e.g. COSMOGENIC DATING) that constrain chronologies of offset geologic markers, and DIGITAL ELEVATION MODELs that permit topographic assessment of large areas. Crustal deformation leads to OROGENESIS and basin formation over the long term, producing
wholesale surface uplift, DENUDATION, and SUBSIDENCE (see TECTONIC GEOMORPHOLOGY). Fluvial systems respond to perturbations in BASE LEVEL where the crust has risen or fallen (Burbank and Anderson 2001). Long-profiles (see LONG PROFILE, RIVER) of stream channels adjust to uplift via KNICKPOINT migration and incision, often leaving behind suites of terraces. Drainage networks may  also be modified, as streams can be deflected by zones of uplift or forced to migrate by tilting (see ASYMMETRIC VALLEYs). Sediment loading and gradient changes further influence fluvial form, such as the occurrence of meandering versus BRAIDED RIVER channels. Adjustment to base level in turn affects hillslope processes, leading to increased RELIEF, hillslope length and sediment production. Glacial and coastal erosion similarly respond to uplift and subsidence. Displaced geomorphic features,such as river terraces (see TERRACE, RIVER), shorelines, ALLUVIAL FANs, strata, MORAINEs and PLANATION SURFACEs, serve as markers that are valuable constraints on relative uplift.
Crustal deformation is most commonly associated with faults (see FAULT AND FAULT SCARP).Dislocations occur along lengths of faults during
rupture events, producing earthquakes as a side effect. Ruptures that break the surface are Plate 30 Crustal deformation in alluvium produced
locally along the Emerson fault during the 28 June 1992 Landers earthquake in California (M_7.3). The scarp faces to the south-west and
is approximately 1m high. Its height is locally accentuated by lateral offset of the hilly topography. Dextral offset of ~5 m is evident in the displaced stream course. This photograph was taken several days after the earthquake by Kerry Sieh (California Institute of Technology, USA)
typically tens of kilometres long and involve metres of slip. They are quantified in terms of seismic moment: Mo__AD, where _ is rigidity,
A is rupture area, and D is average displacement. Earthquake size is thus partly dependent on rupture length, which is controlled by fault zone
geometry and segmentation (Plate 30). Coseismic displacement also scales with rupture length, such as the tendency for slip to be ~10_4_10_5 of the length of strike-slip fault ruptures. This scaling is related to the elastic strain the crust adjacent to faults sustains during interseismic periods. The release of accumulated strain provides for moderately regular rupture recurrence. Short-lived faulting events are thus the building blocks by which plate motion translates into long-term deformation (Yeats et al. 1997). Over the long term, fault displacements tend to scale as several per cent of the total fault length. Each of the three main types of plate boundaries consists of faults characterized by certain landforms. Strike-slip faults produced by simple shear involve mainly horizontal displacement and create a minimal degree of topographic disruption.
Linear troughs are common along such faults, where weakened fault rocks (see CATACLASIS) are easily eroded by deflected stream courses (e.g.
the San Andreas fault). Landforms produced by transpression and transtension at restraining and releasing fault bends include pressure ridges,
pull-apart basins (see PULL-APART AND PIGGY-BACK BASIN), and variably faced scarps (scissoring). Strike-slip faults also disrupt geomorphic features horizontally, creating shutter ridges (topographic steps) and deflected or BEHEADED VALLEYs and streams (Sieh and Jahns 1984).
Dip-slip faults involve primarily vertical motion. Normal faults are produced by horizontal extension, where maximum compressive stress
is oriented vertically. Resulting fault planes typically dip steeply (~60_). Normal faults juxtapose tilted basement blocks and alluvial valleys in the characteristic basin and range terrain. Vertical separation tends to be asymmetric, with valley subsidence exceeding uplift of basement blocks.
Edges of uplifted blocks may preserve FLAT IRONs (triangular facets) related to the fault surface. Mountain fronts typically consist of linear segments interrupted by complex transfer zones, such as the Wasatch front (Machette et al. 1992). Parallel normal faults produce down-dropped rift valleys (grabens) (see RIFT VALLEY AND RIFTING) and upthrown blocks (HORSTs). Reverse or thrust faults are produced by horizontal
compression, where the least principal stress is oriented vertically. Thrust fault planes dip shallowly (~30_) and produce irregular mountain
fronts that involve wide belts of deformation (Philip and Meghraoui 1983). The degree to which such piedmonts are dominated by erosion,
deposition and deformation is represented by numerous geomorphic characteristics, including sinuosity, fan entrenchment and valley geometry. Thrust belts typically involve overlapping arcuate fault segments in parallel series that are connected by secondary structure. These may also involve folding, as typical of foreland fold and thrust belts such as along the Nepal Himalaya (Schelling and Arita 1991). Megathrusts of subduction zones create unique cycles of elastic uplift and subsidence in both hanging wall and footwall, leading to rhythmic perturbation of coastal geomorphology.
Deformation along faults during rupture events can be complex. Fault traces tend to be irregular, such as the characteristic en echelon,  anastomosing arrangement of faults within wide (~50m) ruptures of strike-slip faults (Yeats et al. 1997). These shear zones can involve pervasive shearing, although slip tends to concentrate along principal displacement zones. A variety of microgeomorphic features are produced during surface ruptures (see SEISMOTECTONIC GEOMORPHOLOGY). Fault scarps record the vertical separation along faults and portray characteristics linked
with fault orientation. Scarp degradation through time occurs predictably by incision and diffusive hillslope creep, such that scarp form is related to scarp age (Avouac and Peltzer 1993). These distinctive landforms record deformation history that can be unravelled using palaeoseismology. Tectonic strain is also accommodated by FOLDing of rock and sediment, particularly in deep basins. Folding of near surface involves permanent brittle deformation in the form of penetrative intergranular shear or flexural slip between strata. Folds are often associated with blind thrust faults and evolve as faults propagate towards the surface. Fold geometry is closely linked with fault bend and tip geometry. Ongoing deposition around folds can result in piggy-back basins and growth strata that itself becomes folded. Erosion and deposition can also mask the topographic expression of folding in unconsolidated sediment. Processes of diagenetic and pedogenic lithification are thus important for fold preservation. Because strata vary in composition and resistance to erosion, ancient folds can be exhumed by erosion, such as palaeo-folds of the Appalachian Valley and Ridge.
 
References
Avouac, J.-P. and Peltzer, G. (1993) Active tectonics in southern Xinjiang, China: analysis of terrace riserand normal fault scarp degradation along the Hotan-
Qira fault system, Journal of Geophysical Research 98, 21,773–21,807.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Massachusetts: Blackwell Science.
Machette, M.N., Personius, S.F. and Nelson, A.R. (1992) The Wasatch Fault Zone, U.S.A., Annales Tectonicae 6, 5–39.
Philip, H. and Meghraoui, M. (1983) Structural analysis and interpretation of the surface deformations of the El Asnam earthquake of October 10, 1980, Tectonics 2, 17–49.
Schelling, D. and Arita, K. (1991) Thrust tectonics, crustal shortening, and the structure of the far-eastern Nepal Himalaya, Tectonics 10, 851–862.
Sieh, K.E. and Jahns, R.H. (1984) Holocene activity of the San Andreas fault at Wallace Creek, California, Geological Society of America Bulletin 95, 883–896.
Yeats, R.S., Sieh, K. and Allen, C.R. (1997) The Geology of Earthquakes, Oxford: Oxford University Press.
JAMES A. SPOTILA
 
[1]- Halemaumau
[2]- Kilauea
[3]- maar
[4]- Barringer
[5]- Henbury
[6]- Kaali
[7]- Phanerozoic
دفعات مشاهده: 59 بار   |   دفعات چاپ: 7 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.102 seconds with 885 queries by yektaweb 3506