[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 Dam تا Dendrogeomorphology ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
 
D
 
DAM - سد
سدها برای حفظ آب های موجود به کار می روند تا سیلاب ها را کنترل کنند و نیرویی برای بیش از هزاران سال تولید کنند. تمدن های اولیه در امتداد رودخانه ها در مناطق خشک و نیمه خشک نظیر رود نیل شکل گرفته اند و از همین رو قدیمی ترین سدها در حدود 5000 سال پیش ساخته شده اند. جریان های آب در فصول بارندگی در آب انبارها ذخیره می شدندتا برای آبیاری زمین های زراعی در فصول خشک استفاده شوند. تامین آب و تامین غذا ارتباط نزدیکی باهم داشته و ثبات سیاسی و اقتصادی واجتماعی تکامل و گسترش تمدن ها را حفظ می کند. امروزه جریان آب در اغلب رودخانه ها تا حدودی با سدها کنترل می شوند(wcd 2000) بیش از 4500 سد با ارتفاعی بالغ بر 15 متر وجود دارد و بلندترین سدها ارتفاعی بیش از200 متر دارند. اولین سد بزرگ با 221 متر ارتفاع ، سد هوور[1] روی رودخانه کلورادو[2] منسوب به سال 1935 بوده است. سدکاریبا[3] روی رودخانه زیمبزی[4] در سال 1958 بسته شد. این سد اولین سد بزرگی بود که در منطقه استوایی زده شد. آب ذخیره شده در آب انبارها ذخیره می شود بیشتر از آبی است که طی سه بار در استخرهای معمولی جمع می شود. رودخانه های بزرگ نظیر کلورادو وکلمبیا درآمریکا، ولگا در اروپا، نیل درآفریقا، پارانا[5] در آمریکای لاتین و ماری دارلینگ[6] در استرالیا به شدت گسترش پیدا کرده اند.
نیروی هیدرو الکتریک بزرگترین کاربرد ساختمان سد است. تنها حدود 3 درصد از کل سوخت انرژی جهان با انرژی آب فراهم شده و 75 درصد از پتانسیل نیروی هیدروالکتریک باز هم بهره برداری می شود.
خصوصیت ژئومرفولوژیکی سدهای بزرگ شامل زمین لرزهای مخازن  آب می شودکه در مقیاس کوچک رخ می دهد اما تاثیر  ظاهری دارند. سدهای بزرگ و آب مخازن هم می توانند شدت و تناوب زمین لزره ها را در مناطق مستعد زلزله افزایش دهندو یا باعث زلزله در مناطقی شوندکه به نظر می رسد از لحاظ زمین شناسی تثبیت شده اند. مکانیزم موجود در فشار مضاعف آب از طریق سد و مخازن آب در گسل  و شکست هایی که سنگ های زیرین ایجاد شده است.
گوپتا[7] (1992) هفت نمونه از ارتعاش حاصل از مخازن آب را ثبت کرده است. در بسیاری از موارد قوی ترین شُک ها از 4 ریشتر و گاهی 6 ریشتر تجاوز می کندکه به صورت کوتاه در مخازن آب رخ می دهد معمول ترین  آن ها تاثیر سدها روی  فرآیندهای جریانی اصلی و جریان آب و رژیم انتقال رسوبات می باشد. این تغییرات فرآیندی  میزان اندازه و شکل کانال رودخانه و شکل دشت های سیلابی را تحریک  می کند . تغییرات سیلابی و رژیم رسوب گذاری به همراه تغییرات مورفولوژی مسیر رودخانه روی پوشش گیاهی و حیات وحش با تغییرات زیست بوم (زیستگاه) بر گیاهان و جانوران یک ناحیه تاثیر گذار است.
تمام این سدها برای جمع آوری آب های سیلاب طراحی شده اند(سیلاب را مطالعه کنید) و شاید نشان دهنده بزرگترین نقطه منبع تاثیر هیدرولوژیکی باشد. در برخی از رودخانه ها کاهش حجم سیلاب بیش از هزارکیلومتر در زیر ارتفاع سد  و در پایین سد آسوان در روی رودخانه نیل ،کاهش آب شیرین و افزایش‌شوری آب در کناره‌های ساحل دلتا در جنوب‌شرق دریای مدیترانه را تجربه کرده اند. رودخانه کلرادو ، ایالات متحده آمریکا، در امتداد طول آن سدی بسته شده  که از شاخه‌های اصلی رود است و کمتر ازیک درصد از جریان دست نخورده به خروجی رود می‌رسد. در سیستم ماری دارلینگ در استرالیا که توسط نه مخزن آب تنظیم شده است الگوی جریان طبیعی برعکس عمل کرده و با جریان های مرتفع از سد پخش می شوند تا آب را به جریان زیرین برساند. مفهوم اصلی ذخیره سازی سیل فضای خالی است، خالی نگه داشتن مخازن آب سیلاب تا زمانی که آب وارد شود. مخازن ذخیره کننده آب، باید پر نگه داشته شوند تا آب را برای آبیاری، صنعت و مصارف خانگی و در طی فصول و سال‌های خشک فراهم کنند. اما حتی زمانی که یک مخزن آب پر است جریانات زیر پیک (اوج) سیلاب به بلندی جریانی که به داخل ریخته می‌شود نیست زیرا مخزن موقت در حوضچه مانند سطح آب تا بالای سطح جریان بالا می‌رود. معمولا اندازه متوسط سالانه سیلاب پایین سدها از 25 تا 50 درصد کاهش پیدا کرده می کند. همچنین سدها و مخازن آب رسوبات منتقل شده از رودخانه ها را نیز جمع آوری  می‌کنند. در بسیاری موارد ذخایر دائمی رسوبات با حوضه آبریز جریان های بالای رودخانه جمع آوری شدند. همانطور که جریان آب متلاطم و نسبتا پر سرعت آب رودخانه که مخازن آب را پر می کند به آب های کم جریان در دریاچه انتقال پیدا می کنند و رسوبات ته نشین می شوند.
 بخشی  در خود مخازن ته نشین می شوند و بخشی در کانال‌ها و انتهای مسیر جریان به عنوان نشانه تاثیرات برگشت آب از مخازن با کاهش سرعت رودخانه و جریانات سیلابی رسوبات درشت تر هم به شکل دلتا خارج می شود. ذرات ریزتر مخصوصا خاک رس بیشتر به سمت دریاچه  توزیع می شود.
اتلاف میزان منابع ذخیره آب متوسط سالانه معمولا کمتر از 5/0 درصد در هر سال بوده است. اما نسبت های استثنایی بیش از 2درصد در هر سال در مناطق با بازدهی و باررسوبی بالا گزارش شده است. یک مورد که بارسوبی بیشتر بوده است  مخزن هوسونگ[8] در هونگ هو [9] چین بوده که نزدیک به 20 درصد ظرفیت مخزن را در سه سال از دست داده است.
جریاناتی که از سدها یا آب های عبوری از آبریز تحت عنوان آب تمیز[10] یا بدون املاح رها می شوند به خاطر این که کم و بیش عاری  از رسوبات هستند. گرچه گاهی آب ممکن است گل آلود به نظر برسد، نه به دلیل رسوبات معلق، بلکه به دلیل تجمع پلانکتون هاست (موجودات زنده ریز) هنگامی که آب در طول تابستان از سطح دریاچه  تقسیم شود.
آلگ[11] (جلبک های تک سلولی) و دیاتومه[12] (جلبک های میکروسکپی‌) و فیتوپلانکتون ها[13] سبب این حالت می شوند که در دمای نسبتا گرم در حجم آب از مقدار معمول  بیشتر و متراکم تر شده و لایه های سطحی مخازن زمان ماندگاری طولانی تری را دارند. آب‌های گلال آلودی که جریان دارند، ممکن است در اثر تخلیه آب های عمیق در طول پاییز زمانی که لایه بندی دریاچه ها  برهم می خورد ایجاد شده باشند. چنین تخلیه‌ای می تواند حاوی آهن، منگنز و سولفید هیدروژن به همراه بویی شبیه تخم مرغ باشد. به هر حال در هر دو مورد ، کیفیت آب تخلیه شده از یک مخزن آب را می توان با  انتخاب از دست دادن  آب از اعماق مختلف دریاچه کنترل کرد. بعضی از اوقات رسوبات به طور عمد از مخازن ذخیره آب  با بازکردن شیر دریچه هایی که در عمق سد هستند با فشار خارج می شوند تا میزان از دست رفتن ذخیره آب را کاهش دهند. یک نمونه از این کاربرد مخازن ورباس[14]  ،چنسی پاگنی[15] ، مخزن جن سیت[16]، که روی رودخانه هون[17] در فرانسه بسته شده است . در طول این اتفاق ، تمرکز رسوبات معلق از 1-1 و 1 تجاوز نمی کند اما چنین جریان سریع  مملو از رسوبات می تواند سبب مشکلاتی برای کیفیت جریان های پایین دست ایجاد کند.
آب تمیز از دست رفته و میزان رژیم جریان زیرین استخر تغییرات مرفولوژی کانال را تحت تاثیر قرار می دهد. اندازه و شکل نهایی کانال های طبیعی رودخانه  با رژیم جریان و رسوبات گذاشته شده نظام یافته اند. در پایین سد دو نوع تغییرات در رژیم می‌تواند اتفاق بیافتد گرچه به صورت جزیی تر تغییرات زیادی روی آن ها رخ می دهد (Brandt 2000) .
اولین نوع تغییر کانال جایی اتفاق می افتد که تغییرات عمده فرآیندهای  جریانی ، بار رسوبات آن کم است. آب زلال  توزیع شده  بدون  رسوب از مخازن به سوی کانال هایی با بستر و سواحل آبرفتی می تواند باعث فرسایش سریع یا ساییدگی[18] شودکه ممکن است تاکیلومترها  در جهت جریان های پایین دست گسترش یابد. به طور مثال عمق بستر فرسایش به کانال و سواحل بستگی دارد  و نیز ممکن است از زیر تحلیل رفته و موانع شن و ماسه ای فرسایش یابد. افزایش اندازه رسوبات بستر کانال به دلیل برداشت انتخابی ذرات ریز و کاهش شیب کانال ممکن است میزان فرسایش بستر را محدود کند . در نتیجه رشد کانال از افزایش مساحت سطح مقطع است.
گزارش های میزان ساییدگی بیش از 100 میلی متر سالانه در طول کانال بیش از 100 کیلومتر غیر معمول است . نسبت ها با گذشت زمان کاهش می یابد تا زمانی که شرایط رفتاری و رژیم جدید صورت گیرد.
نوع دوم واکنش کانال پاسخ به جریانات تنظیم شده، مخصوصا سطوح جریان پایین تراست. این چنین استنتاج می شود که کاهش ظرفیت فرسایشی به طور عادی ساییدگی در عرض کانال مشاهده می شود. به طور عادی کاهش ظرفیت جریان یک رودخانه نسبت به نقل و انتقال رسوبات توسط منابع جریان پایین  دست  سد، صورت می گیرد. این منابع شامل حوضه های آبریز فرعی و بدون سائیدگی و سد و مکان مخزن آب  در جریان شکل گیری و ساخت است. رسوبات درشت در بستر کانال ته نشین می شود اما رسوبات روی هم مثل مانع و سکویی در طول حاشیه کانال انباشته می شوند و گاهی دشت های سیلابی ایجاد می شود. دشت های  سیلابی شکل گرفته سپس تبدیل به تراس رودخانه ای می شوند (تراس رودخانه را مطالعه کنید)
میزان باریک شدن رودخانه بسیار متغیر است اما در دو حالت می تواند سریع باشد. اولا تغییر کانال در طول رودخانه نظام یافته در مناطق نیمه خشک، جاهایی که رودخانه با حاشیه های وسیع تبدیل به کانال های تکی شوند اغلب سریع صورت می گیرد . در این موارد رشد پوشش گیاهی مثل درخت های بید و صنوبر گاهی با نگه داشتن جریانات اصلی مرتفع تر نسبت به رودخانه معمولی افزایش می یابند که می تواند ناشی از کاهش چشمگیر عرض رودخانه باشد(Merritt and Cooper 2000). حالت دوم رودخانه های پایین دست از شاخه های فرعی است که رسوبات زیادی  در کانال ها به طور منظم تولید می کند. گاهی اوقات سطح جریان در رودخانه کاهش یافته و کنترل می شود و می تواند سرعت فرسایش را در انشعابات با افزایش رسوب تسریع کند تا زمانی که شاخه فرعی به رفتارمنظم برسد(Germanovski and Ritter 1988).
هر رودخانه شامل بهم پیوستن جریان های فرعی است که هرکدام دارای آبراهه های مختلفی است که سابقه آن به دوره کواترنر بر می گردد و مربوط به دوران اخیر است. هر اتصال از تاریخچه چهارگانه اخیر است .در تغییر کانال، فرسایش ، حجم زیاد برداشت و رسوب گذاری در طول  دوره های زمانی از سال تا قرن طول می کشد.
حجم هایی که تا یک میلیون مترمکعب در یک کیلومتر برسند متداول نیست. در بسیاری از موارد منحصر به فرد کانال رودخانه پاسخ پیچیده ای به مخازن آب نشان خواهند داد(Sherrard and Erskine 1991; Church 1995). این مراحل شامل تناوب فرسایش و انباشتگی[19] هنگامی که شبکه رودخانه، کانال اصلی و انشعابات آن با تعدیل - تنظیم رژیم جریان توسط حرکت رسوبات متوالی است تا زمانی که یک رژیم جدید کانال شکل و گسترش یابد.
در امتداد رودخانه هایی که رسوبات ته نشین شده و پایدار است پیوستگی و جاذبه ملکولی مواد ساحلی، فرم کانال را به آرامی اصلاح می‌کند. در بیشتر موارد مقیاس زمانی برای تغییرکانال به منظور ایجاد یک رفتار جدید کانال ممکن است صدها سال طول بکشد. در این موارد شکل کانال از طریق جریان های  منظم‌ با شواهد مخازن بالادست رودخانه و جمع آوری رسوبات محلی در آبگیرها و مردابها تطبیق داده می‌شود. در این موارد شکل کانال موجود جریانات‌منظم را تصفیه و اصلاح می‌کند و ممکن است مشاهده می شود که مخازن آب بالای رود ،جمع آوری رسوبات محلی را در آبگیرها و مرداب ها محدود کند؛ همچنین رشد خزه ها روی سنگ‌های بزرگ و رشد‌گیاهان حاشیه ای ناشی از گیاهان کم می شود. ممکن است جریان قوی سیلاب  تغییرات عمده ای را در کانال وارد کند. ژئومرفولوژی یک الگوی فیزیکی برای رودخانه، ساحل رودخانه و اکولوژی دشت سیلابی فراهم می کند(Petts 2000)(تکامل طبیعی رودخانه ها را مطالعه کنید). جریانات رودخانه ای مختلف و تجمع رسوب و کانال های پویا که موقعیت را با فرآیند رسوب و فرسایش و ایجاد دشت سیلابی و ، نگهداری اکوسیستم کنار رودخانه ای که پر حاصل و متنوع است را تغییر می دهند. الگوی کانال (کانال، رسوب را مطالعه کنید) انواع  تغییر سکونت و زندگی را نشان می دهدکه در طول هر رودخانه ای یافت می شود. اما تناوب فرسایش و رسوبگذاری اختلاط سطحی توالی های اکولوژیک جوان را تعیین می کند .
سدها، تحرک طبیعی جریان پایین رود اکوسیستم سواحل رودخانه ، سکونتگاه طبیعی ساده، تولیدات و تراکم گونه های بیولوژیکی را کاهش می دهند (Ward and Stanford 1995). به کارگیری دانش ژئومرفولوژی کاربردی موثر به منظور مدیریت درست رودخانه ها از طریق‌گسترش مدل‌های جریانی درون رودخانه‌ای صورت می‌گیرد تا اکولوژیکی رودخانه‌ای که بر آن سد زده شده را تقویت و حمایت کنند. چنین مدل هایی سه سطح جریانی را که برای حفظ قدرت پویایی اکولوژی و فیزیکی راه سرپوشیده رودخانه نیاز است را تعیین می‌کند و این جریان ها، جریان های باقی مانده دشت سیلابی، بقای جریان کانال (معمولا تخلیه سواحل پرآب) و تخلیه جریان‌ها را با فشار صورت می گیرد تا مانع از تشکیل لجن در بستر کانال و  پیشروی پوشش گیاهی به داخل آن شود.
References
Brandt, S.A. (2000) Classification of geomorphological effects downstream of dams, Catena 40, 375–401.
Church, M. (1995) Geomorphic response to river flow regulation: case studies and time scales, Regulated Rivers 11, 3–22.
Germanovski, D. and Ritter, D.F. (1988) Tributary response to local base level lowering below a dam, Regulated Rivers 2, 11–24.
Gupta, H. (1992) Reservoir-Induced Earthquakes, Amsterdam: Elsevier.
Merritt, D.M. and Cooper, D.J. (2000) Riparian vegetation and channel change in response to river regulation: a comparative study of regulated and unregulated streams in the Green River Basin, USA, Regulated Rivers 16, 543–564.
Petts, G.E. (2000) A perspective on the abiotic processes sustaining the ecological integrity of running waters, Hydrobiologia 422/423, 15–27.
Petts, G.E. and Maddock, I. (1994) Flow allocation for in-river needs, in P. Calow and G.E. Petts (eds) The Rivers Handbook, 2, 289–307.
Sherrard, J.J. and Erskine, W.D. (1991) Complex response of a sand-bed stream to upstream impoundment, Regulated Rivers 6, 53–70.
Ward, J.V. and Stanford, J.A. (1995) The Serial Discontinuity Concept: extending the model to floodplain rivers, Regulated Rivers10, 159–168. WCD (2000) Dams and Development, London: World Commission on Dams (WCD) and Earthscan.
urther reading
Beyer, P.J. (ed.) (2004) Dams and geomorphology, Binghamton Symposium Special Issue, Geomorphology, in press. Petts, G.E. (1984) Impounded Rivers, Chichester: Wiley.
——(1994) Large-scale river regulation, in C.N. Roberts (ed.) The Changing Global Environment 262–283, Oxford: Blackwell.
Williams, G.P. and Wolman, M.G. (1984) Downstream effects of dams on alluvial rivers, US. Geological Survey Professional Paper 1,286.
The journal River Research and Applications (until 2002 Regulated Rivers) has a focus on rivers below dams.
 
GEOFFREY PETTS     (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
 
واژه آخر ترجمه نشده است
 
DAMBO
A headwater valley in areas of low relief, particularly in the seasonal tropics, that is channelless and in humid areas may contain swamps.
Dambos are also known as vleis in southern Africa, matoro in Zimbabwe, baixas in Amazonia, bolis in Sierra Leone, mbuga in East Africa and fadama in northern Nigeria. German geomorphologists (e.g. Budel 1982) have called them ‘Spulmulden’ or wash depressions. True dambos tend to be restricted to climates with present-day rainfalls between 600 and 1,500mm, but the bolis of Sierra Leone are found where annual rainfall approaches 2,500 mm. They are
also probably best developed on ancient planation surfaces. They occur on a wide range of rock types from unconsolidated Kalahari Sand through to shales, quartzites, schists, gneisses and granites (Thomas and Goudie 1985, Plate 31). Their hydrology has been described by Bullock (1992), and they are a major source of water supply in rural areas in countries like Zimbabwe. Many of them are now being exploited for agricultural reasons and are suffering degradation,
including gullying, as a consequence. Indeed, dambo is a Bantu word meaning ‘meadow grazing,’ for they are often grass covered and have no true woodland vegetation (Mackel 1974). Dambos tend to have low gradients (usually less than 2_). They receive their water either from direct precipitation onto the dambo or by subsurface flow from the surrounding high ground. With regard to the processes that lead to their formation, two main schools of thought exist (Boast
1990). The fluvial school envisages dambos as the simple extensions of the channelled drainage network. Rivers erode their head valleys which may subsequently be infilled by slope colluviation and by channel alluviation. Sheet-wash processes under seasonal rainfall regimes may be especially important. The other school of thought advocates differential chemical and biochemical corrosion or sapping rather than mechanical erosion as the main process. It sees dambo morphology as breaking ‘too many fluvial rules’ to be explicable in simple fluvial terms. That fluvial processes have operated in some dambos is made clear by the stratigraphy of their floors, which can reveal old alluvial fills. It is evident in many parts of central Africa that the balance between colluviation
and alluviation has varied repeatedly in response to climatic changes. However, the two schools of thought are not necessarily mutually exclusive
and Thomas (1994: 279) believes that ‘Opposition between sapping (or etching) processes and sedimentation in dambos is misplaced.’
 
 
References
Boast, R. (1990) Dambos: a review, Progress in Physical Geography 14, 153–177.
Budel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton, NJ: Princeton University Press.
Bullock, A. (1992) Dambo hydrology in southern Africa – review and assessment, Journal of Hydrology 134, 373–396.
Mackel, R. (1974) Dambos: a study of morphodynamic activity on plateau regions of Zambia, Catena 1,327–365.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Thomas, M.F. and Goudie, A.S. (eds) (1985) Dambos: small channelless valleys in the tropics, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 52.
A.S. GOUDIE
 
[1] - Hoover
[2] - Colorado
[3] - Kariba dam
[4] - Zambezi
[5] - Parana
[6] - Murray–Darling
[7] - Kariba dam
[8] - Heosonghi Reservoir
[9] - Huang Ho
[10] - clearwater
[11] - Algae
[12] - Diatom
[13] - Phytoplankton
[14] - Verbois
[15] - Chancy–Pougny
[16] - Genissiat
[17] - Rhone
[18] - degradation
[19] - Degradation and aggradation

DATING METHODS- روش­های سن­یابی
روابط چینه­شناختی بین لندفرم­ها یا درون روش­های توالی­های نهشته­ای رایج­ترین و ساده­ترین وسایل سن­یابی را فراهم می­آورد. به جز موارد استثنائی، عوارض یا رسوبات جوان روی عوارض یا رسوبات قدیمی­تر قرار می­گیرند. با این وجود، این قاعده تعیین نرخ فرایندها را ممکن نساخته و در رابطه با سن­یابی نسبی یا مطلق رویدادها ایده­ای به دست نمی­دهد. روش های سن­یابی متعددی مبتنی بر تغییرات شیمیایی و زیستی وجود دارد که این تغییرات با گذشت زمان رخ می­دهند. اطلاعات مربوط به قشر­های هوازده شیمیایی، مانند تشکیل ورنی صحرا روی سنگ­های عریان یا بیرون زده نمونه­ای از تغییرات شیمیایی و راسمیک شدن اسید آمینه است. همچنین گلسنگ شناسی نمونه­ای از سن­یابی بر اساس تغییرات زیستی است. همه این­ها روش­های سن­یابی نسبی هستند (به عبارتی نشان می­دهند که یک عارضه نسبت به دیگری تقریباً دو برابر یا سه برابر قدمت دارد). دسته دیگر روش­های سن­یابی مبتنی بر همبستگی رویدادها است. برای مثال، میدان مغناطیس زمین به صورت ادواری معکوس شده و موقعیت قطب­های مغناطیسی عوض می­شود. آخرین باری که چنین اتفاقی رخ داده است 780 هزار سال قبل بوده است. این واقعه در تعدادی بایگانی رسوبی و آتشفشانی ثبت شده و در سراسر جهان نشانه­ای یکسان بوده و بنابراین امکان همبستگی یک قسمت زمین با قسمت دیگر آن را فراهم می­آورد. به منظور تعیین سن عددی این رویداد (به عبارتی سن بیان شده به صورت تعداد سال­های قبل از این) دسته متفاوتی از روش­های سن­یابی نیاز است که به روش­های سن مطلق موسوم هستند.
کشف رادیواکتیویته در اواخر قرن نوزدهم مبنای مجموعه­ای از فنون سن­یابی مطلق قرار گرفت. این فنون جمعاً به روش­های رادیویزوتوپی معروف هستند. همه این روش­ها متکی بر این واقعیت هستند که نرخ تجزیه ایزوتوپ رادیواکتیو یک عنصر برای ایجاد ایزتوپ بعدی (معروف به محصول فرعی) ثابت بوده و تحت تأثیر عوامل خارجی از قبیل دما یا فشار قرار ندارد. سن­یابی بوسیله رادیوکربن نخستین روش سن­یابی رادیوایزوتوپی بود. این روش در دهه 1950 به طور گسترده مورد استفاده قرار گرفت. کربن در قالب سه ایزوتوپ 12C، 13C و 14C دیده می­شود. دو ایزوتوپ اول پایدار هستند و ایزوتوپ سوم رادیواکتیو می­باشد. ولی هر سه به یک شیوه واکنش شیمیایی دارند. رادیوکربن (14C) از طریق برهم­کنش اشعه­های کیهانی پر انرژی با اتم­های نیتروژن در جو بالایی ایجاد می­شود. 14C ایجاد شده به این طریق به سرعت اکسیده می­شود تا دی اکسید کربن بوجود آید که وارد چرخه کربن می­شود. نیمه عمر (مدت زمان صرف شده برای تجزیه رادیواکتیو نیمی از اتم­های 14C داخل یک نمونه) رادیوکربن 40  5730 سال بوده و تراکم 14C در جو بین نرخ تولید و نرخ تجزیه در تعادل است. همه موجودات زنده در تبادل کربن با بخشی از چرخه آن بوده و بنابراین دارای 14C هستند. پس از مرگ موجودات زنده این تبادل متوقف می­شود و تجزیه 14C بر مبنای این نیمه عمر تداوم می­یابد ولی دیگر هیچ قسمتی از چرخه کربن جایگزین 14C نمی­شود. اندازه­گیری 14C باقی مانده در یک نمونه محاسبه مدت زمانی بعد از مرگ را مقدور می­سازد. سن­یابی رادیوکربن برای مواد آلی بهترین روش است و در عین حال برای برخی کربنات­ها نیز می­تواند به کار برود. این روش فرض می­کند که غلظت 14C در ذخایر مختلف چرخه کربن در گذر زمان ثابت می­ماند. اندازه­گیری فعالیت 14C حلقه­های درخت با سن مشخص برای 11 هزار سال اخیر نشان می­دهد که این مورد صحت ندارد ولی این نتایج اجازه می­دهد تا سن­های 14C با سال­های تقویمی واسنجی شود (Aitken 1990: 98). حد این روش، بین 11000 و تقریباً 40 هزار سال، واسنجی 14C کمتر معروف بوده و در سن­های بیشتر قطعیت ندارد.
علاوه بر 14C، طیف وسیعی از ایزوتوپ­های دیگر (10Be، 26Al،36Cl ) هم در جو و هم در سطح زمین بوسیله برهم­کنش اشعه­های کیهانی ایجاد می­شود. اخیراً روش­های سن­یابی زیادی بر مبنای این ایزوتوپ­های کیهانی ارائه شده است (ن.ک به COSMOGENIC DATING). سایر روش­های رادیو ایزوتوپ متکی بر نیمه عمرهای بسیار طولانی ایزوتوپ­های معین است. اورانیوم بطور طبیعی بصورت چند ایزوتوپ دیده می­شود (234U، 235U، 238U). نیمه عمر 238U در مقایسه با سن زیمن برابر با 109× 47/4 بوده و بنابراین مقدار قابل توجهی در محیط طبعی باقی می­ماند. برخلاف 14C که محصول فرعی آن (14N) پایدار است، تجزیه 238U موجب تولید 234Th می­شود که خود رادیواکتیو است. این عنصر نیز تجزیه شده و 234Pa را ایجاد می­کند که تجزیه شده و 234U، 230Th، 226Ra و ... را تولید می­کند و به این ترتیب یک سری تجزیه تا رسیدن به ایزوتوپ پایدار، یعنی 206Pb ایجاد می­شود (شکل 32). تراکم ایزوتوپ­های مختلف در زنجیزه تجزیه به مرور زمان تا رسیدن به حالتی که تعداد تجزیه در واحد زمان برای هر ایزوتوپ برابر باشد- حالت معروف به تعادل پایا- تغییر خواهد یافت. ویژگی­های شیمیایی مختلف عناصر داخل سری تجزیه تعدادی روش سن­یابی رادیوایزوتوپی را شکل می­دهد. برای نمونه، وقتی کلسیت در محیط­های کارستی انباشته می­شود، مقادیر ناچیزی اورانیوم نیز انباشته می­شود.

شکل 32 سری تجزیه 238U. نیمه عمر هر ایزوتوپ زیر آن نشان داده شده است. A جرم اتمی و Z شماره اتمی است.
 
با این وجود، توریوم اندکی انباشته شده و یا کلاً انباشته نمی­شود زیرا نسبتاً انحلال­ناپذیر است. بنابراین داخل کلسیت اورانیوم ولی بدون محصولات فرعی توریوم قرار می­گیرد- اصطلاحاً فاقد محصول فرعی نامیده می­شود. به مرور زمان با تجزیه اورانیوم تراکم توریوم افزایش می­یابد. در زمان انباشته شدن نسبت 234U/ 230Th صفر خواهد بود و در حالتی قابل پیش­بینی افزایش یافته و تعیین سن شکل­گیری کلسیت را مقدور می­سازد. این فرایند را می­توان برای تعیین سن رسوب کلسیت­ها در مدت بیش از 350 هزار سال گذشته بکار برد. علاوه بر کلیست در محیط­های کارستی، دیگر هدف عالی برای سن­یابی U/ Th مرجان­ها هستند (Muhs 2002). بخش دیگری از سری تجزیه اورانیوم 210Pb نیمه عمر بسیار کوتاهتری داشته (22 سال) و می­تواند برای سن­یابی بیش از 100 سال اخیر بکار برود. در این حالت، روش مورد بحث اصولاً برای رسوبات دریاچه­ای و حوضه­های دریایی نزدیک ساحل بکار می­رود (Appleby and Oldfield 1992). این روش متکی بر این واقعیت است که یکی از ایزوتوپ­های سری تجزیه 238U، 222Rn (رادون) گاز است. این گاز وارد جو شده و آنجا بواسطه یک سری محصولات فرعی کم دوام تجزیه شده و 210Pb را بوجود می­آورد. این عنصر از جو خارج شده و یک ذخیره نسبتاً ثابت را برای سطح دریاچه­ها و سواحل فراهم می­آورد. این 210Pb با رسوبات ته­نشین شونده زیر پیکره آبی ترکیب می­شود ولی هیچ کدام از ایزوتوپ­های اولیه آن [دیگر] وجود ندارند- بنابراین محصول فرعی اضافی وجود دارد.
پتاسیم نیز مانند اورانیوم دارای ایزوتوپ با نیمه عمر طولانی است (109× 25/1). بخش کوچک ولی قابل توجه (01167/0 درصد) از همه پتاسیم ایزوتوپ رادیواکتیو 40K است. این ایزوتوپ مبنای فنون سن­یابی پتاسیم- آرگون (K–Ar) و آرگون- آرگون (Ar–Ar) سنگ­های آتشفشانی (see VOLCANO) را شکل می­دهد. 40K تجزیه رادیواکتیوی شده و 40Ca یا 40Ar را تولید می­کند. آرگون یک گاز خنثی است و در حالیکه گدازه مذاب می­باشد هر نوع 40Ar تولید شده آزاد شده و سرانجام به جو راه می­یابد (و در آنجا حدود 1 درصد حجم جو را دربرمی­گیرد). وقتی هنگام فوران تبلور رخ می­دهد، آرگون نمی­تواند آزاد شود و شروع به انباشتن در ساختار بلوری کانی­ها می­کند. بنابراین نسبت ایزوتوپ اولیه (40K) به محصول فرعی (40Ar) وسیله سن­یابی فوران آتشفشان را فراهم می­آورد- این روش K–Ar نام دارد. نسبت ایزوتوپ­های اولیه و فرعی را می­توان با دقت بیشتر بوسیله تابش پرتو نوترون به یک نمونه خاکستر یا گدازه سرد شده آتشفشانی در راکتور هسته­ای به دست آورد. این موجب می­شود تا نسبتی از پتاسیم به 39Ar تبدیل شود، ایزوتوپی که در طبیعت وجود ندارد. بنابراین سن نمونه را می­توان با اندازه­گیری نسبت دو ایزوتوپ آرگون 39Ar (که اکنون معیار تراکم پتاسیم است) و 40Ar به دست آورد. اندازه­گیری این نسبت ایزوتوپ نسبت به اندازه­گیری جداگانه پتاسیم و آرگون فرایند تحلیلی دقیق­تری است. به همان اندازه مهم اینکه هر دو ایزوتوپ آرگون در همان نمونه فرعی اندازه­گیری شده و بنابراین سن­یابی نمونه­ها و نیز بلورهای خاکستر مقدور می­شود. با استفاده از روش Ar - Ar می­توان سن­های چند هزار سال را بدست آورد (برای مثال .Renne et al. 1997، شکل 33).
رویکرد دیگر سن­یابی اندازه­گیری مستقیم تراکم ایزوتوپ­های رادیواکتیو نبوده و بلکه بررسی اثر رادیواکتیویته بر مواد موجود در محیط طبیعی است- این روش­ها پرتوزاد یا رادیوژنیک نام دارند. این روش سن­یابی بواسطه اثر شکافت هسته­ای است. رایج­ترین شیوه تجزیه اورانیوم بواسطه تابش آلفا (متشکل از دو نوترون و دو پروتون) روی ذره است. با این وجود ممکن است 238U نیز دستخوش شکافت شده و هسته­ها (متشکل از 92 پروتون و 146 نوترون) به دو هسته جدید با جرم تقریباً برابر بشکافند. در این اثنا مقدار زیادی انرژی آزاد شده و دو هسته (اجزای شکافت) از هم جدا می­شوند. این به یونیزه شدن بلور در طول این شکاف­ها منجر می­شود- این اثر (یا آسیب) را می­توان با ریختن اسید روی سطح بلور و شمردن تعداد شکافت­ها قابل مشاهده کرد. این روش غالباً برای سنگ­های آتشفشانی شامل خاکسترهای جابجا شده تا مسافت طولانی و قدمت تشکیل بلورها بکار می­رود. زرگون دارای مزیت غلظت بالای اوارنیوم (معمولاً بین 10 و ppm1000) است و این یعنی اینکه تعداد شکاف­های ایجاد شده در یک زمان مشخص بالا خواهد بود. شیشه غلظت اورانیوم بسیار پایین­تری دارد (ppm1 ~) ولی فراوان­ترین عنصر خاکستر آتشفشانی است و همچنین می­تواند برای سن­یابی اثر شکافت هسته­ای بکار رود و زیربنای روشی از قبیل سن­یابی اثر شکافت همگرمایی پایدار (ITPFT)[1] را فراهم می­آورد که قابلیت شیشه برای شکافت هسته­ای حرارتی را جبران می­کند (Westgate 1989).
 
دامنه سن (هزاران سال)

شکل 33: دامنه­های سنی قابلیت بکارگیری روش­های مختلف سن­یابی رادیوایزوتوپی و رادیوژنی. حدهای دقیق اغلب بوسیله ماهیت مواد مورد سن­یابی تعیین شده و خط­چین­ها نشان دهنده این تغییر از کاربردی به کاربرد دیگر هستند.
فنون تابناکی[2] نیز مبتنی بر اثرات تجزیه رادیوالکتیو می­باشند. تشعشع آلفا، بتا و گامای حاصل از تجزیه عناصر رادیواکتیو مختلف پوسته زمین فراوان است. وقتی این تشعشع بوسیله کانی­های رایج از قبیل کوارتز و فلدسپات جذب می­شود، انرژی حاصل از آن می­تواند برای به دام انداختن الکترون­ها در محل­های انگیخته شده داخل بلور بکار رود. در واقع ذرات کانی بصورت تابش­سنج عمل کرده کل رادیواکتیویته­ای را که در معرضر آن قرار دارند در خود جای می­دهند. می­توان این ذرات کانی در آزمایشگاه برانگیخته کرد تا آزاد شدن انرژی ذخیره شده الکترون­های به دام افتاده ممکن شود. این انرژی بصورت نور از کوارتز یا فلدسپات ساطع می­شود- این نور است که تابناکی نامیده می­شود. چنانچه ذرات کانی بوسیله گرمایش برانگیخته شود (معمولاً بالای c°500)، گرماتابی (TL)[3] نامیده می­شود. در رابطه با مواد زمین­شناسی این روش معمولاً برای شبیه­سازی آن­ها با استفاده از نور با طول موج ثابت مناسب­تر است (برای مثال nm532 از لیزر NdYVO4) که در این حالت تابناکی با برانگیختگی نوری (OSL)[4] مشاهده می­شود. نشانه تابناکی حساس به نور بوده و قرار گرفتن در معرض نور طبیعی خورشید نشانه تابناکی را به سطح پاییش کاهش می­دهد. بسیاری از فرایندهای جابجایی سطح زمین شامل قرار گرفتن ذرات کانی در معرض نور خورشید خواهند بود (از قبیل فرایندهای بادی- Aeolian Processes) و رسوبات نهشته شده بوسیله این فرایندها (از قبیل تلماسه، بادرفت­ها و لس) بهترین تناسب را برای سن­یابی تابناکی دارند (tokes 1999). پس از مدفون شدن قرارگیری مداوم در معرض تابش محیط طبیعی موجب می­شود تا توده الکترون به دام افتاده به مرور زمان افزایش یابد. نشانه OSL بواسطه قرار گرفتن در معرض نور خورشید کامل­تر از نشانه TL تجدید می­شود و از اینرو استفاده از OSL تعیین سن­های دقیق و سن­یابی نمونه­های جوان­تر را مقدور ساخته است. در محیط­هایی که قرار گرفتن در معرض نور خورشید در زمان نهشته­گذاری متصور است، رویدادهای 100-50 سال اخیر معمولاً قابل سن­یابی هستند.
سن­یابی تشدید چرخش الکترون (ESR)[5] فن دیگر مبتنی بر اندازه­گیری بار به دام افتاده در مواد به علت تابش محیط است. در حالیکه TL و OSL برای کوارتز و فلدسپات موجود در رسوبات قابل بکارگیری هستند، ESR می­تواند برای استالاگمیت­ها، مینای دندان، مرجان­ها و گاهی اوقات استخوان بکار رود.
 
References
Aitken, M.J. (1990) Science-based Dating in Archaeology, Harlow: Longman.
Appleby, P.G. and Oldfield, F. (1992) Application of Lead – 210 to sedimentation studies, in M. Ivanovich and R.S. Harmon (eds) Uranium-series Disequilibrium, Applications to Earth, Marine and Environmental Sciences, 2nd edition, 731–778, Oxford: Clarendon Press.
Muhs, D.R. (2002) Evidence for timing and duration of the last interglacial period from high-precision uranium-series ages of corals on tectonically stable coastlines, Quaternary Research 58, 36–40.
Renne, P.R., Sharp, W.D., Deino, A.L., Orsi, G. and Civetta, L. (1997) Ar-40/Ar-39 dating into the historical realm: calibration against Pliny the Younger, Science 277, 1,279–1,280.
Stokes, S. (1999) Luminescence dating applications in geomorphological research, Geomorphology 29, 153–171.
Westgate, J.A. (1989) Isothermal plateau fission-trackages of hydrated glass shards from silicic tephra beds, Earth and Planetary Science Letters 95, 226–234.
G.A.T. DULLER  (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
DAYA - دایا
چاله­های انحلالی بسته کوچک پر شده با سیلت که روی سطوح آهکی برخی نواحی خشک خاورمیانه و آفریقای شمالی دیده می­شود. این عوارض نوعی تشتک آهکی (Pan) هستند.
 
Reference
Mitchell, C.W. and Willmott, S.G. (1974) Dayas of the Moroccan Sahara and other arid regions,Geographical Journal 140, 441–453.
A.S. GOUDIE    (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DEBRIS FLOW - جریان واریزه ای
جریان­های واریزه­ای از پدیده­های گروه حرکات توده­ای هستند که حدفاصل لغزش و سیلابهای پر از رسوب قرار میگیرند. این جریان­ها معمولاً در مناطقی رخ می دهند که از نظر تکتونیکی فعال بوده و دستخوش بالاآمدگی و فرسایش سریع هستند. جریان­های واریزه معمولاً شامل ترکیبی از رسوب معلق با جورشدگی ضعیف و قطعات خرده سنگی هستند که از دامنه­ها سرازیر شده و وقتی به کف دره می­رسند وارد آبراهه­ها می­شوند. جریان­های واریزه عموماً جبهه­های خروشان سیلابی شدید را شکل می­دهند. جریان هایی که اوج سرعت آن­ها به بیش از 10 متر بر ثانیه می­رسد و بیش از 70 درصد مواد جامد آنها را مواد واریزه ای در بر می­گیرند. این شرایط باعث می شودکه جریان های واریزه ای دامنه­ها را تخریب کرده، سازه­ها را دچار خسارت کرده، آبراهه­ها را به شدت تغییر داده و سرانجام برای زندگی انسان مخاطره آمیز باشد جریان­های واریزه مهیب شامل جریان­های واریزه 1985 آرمرو کلمبیا و 1999 ایالت واگیس ونزوئلا می­باشد که هر کدام منجر به مرگ بیش از 20 هزار نفر شدند.
اسامی دیگری نیز به جای جریان واریزه بکار می­رود. برای مثال لاهار[6] یک اصطلاح رایج اندونزیایی برای جریان واریزه است که از آتشفشان سرچشمه می­گیرد و روانه گلی[7] توصیف کننده جریان واریزه­ای است که غالباً متشکل از سیلت و رس می­باشد. این قبیل جریان­های مواد ریز دانه در خشکی­ها نادر بوده و در عوض در محیط­های زیر دریا رایج­تر هستند (ن.ک به SUBMARINE LANDSLIDE GEOMORPHOLOGY).
اغلب جریان­های واریزه خشکی بصورت لغزش­های سریع ناشی از بارش شدید یا ذوب سریع برف رخ می­دهد. جریان واریزه می­تواند از یک لغزش منفرد مجزا یا چند منبع پراکنده ناشی شود که واریزه از آن­ها ناشی شده و به یک جریان تبدیل می­شود. قسمت­های منشأ عموماًًً بیش از 25 درجه شیب دارند ولی جریان واریزه معمولاً بستر و رسوبات کناری را از آبراهه­های با شیب حدود 8 درجه می­کاود. در شیب­های کمتر سرعت جریان واریزه معمولاً کم شده و خاکریزهای جانبی و نهشته­های توده­ای را بر جای می­گذارد که جور شدگی بسیار ضعیف داشته و به راحتی از نهشته­های رودخانه­ای قابل تشخیص هستند. بسیاری از مخروط­های آبرفتی مناطق فعال تکتونیکی تا حد زیادی متشکل از نهشته­های جریان واریزه می­باشند.
جریان واریزه علیرغم داشتن تراکم ذرات قابل مقایسه با خاک ثابت توانایی قابل توجهی برای جریان کاملاً روان دارد. روان بودن جریان واریزه در اصل ناشی از پدیده موسوم به مایع شدن[8] است که وقتی رخ می­دهد که فشار آب منفذی به حد کافی برای تحمل وزن جریان واریزه اضافی بالا رفته و از اینرو اصطکاک در سطح تماس ذرات کاهش می­یابد. کاهش اصطکاک اجازه می­دهد تا ذرات به آرامی پشت سر هم حرکت کنند و جریان رو به پایین تسهیل شود. مایع شدن وقتی آغاز می­شود که جریان واریزه حین لغزش توده خاک یا رسوب سست که در طول تغییر شکل برشی[9] منسجم شده و فشار را به آب منفذی بین ذرات منتقل می­کند، شروع به حرکت می­کند. مایع شدن به این دلیل در جریان واریزه تداوم می­یابد که حتی اگر رسوب ریز تنها درصد کمی از توده جریان واریزه را شکل داده باشد، سیلت و رسوب در حد رس از پخش فشار منفذی جلوگیری می­کند.
در رأس و حواشی جانبی زبانه­های جریان واریزه که تراکم واریزه درشت بالا است، اثرات مایع شدن کاهش یافته و یا حذف می­شود. نهشته­گذاری جریان واریزه به این دلیل رخ می­دهد که واریزه­های حاشیه­ای دانه درشت فاقد فشار منفذی بالا بوده و مقاومت اصطکاکی بالایی در مقابل حرکت اعمال می­کنند.
Further reading
Iverson, R.M. (1997) The physics of debris flows,v Reviews of Geophysics 35, 245–296.
Iverson, R.M., Reid, M.E. and LaHusen, R.G. (1997) Debris-flow mobilization from landslides, Annual Review of Earth and Planetary Sciences 25, 85–138.
Johnson, A.M. (1984) Debris flow, in D. Brunsden and D.B. Prior (eds) Slope Instability, 257–361, Chichester: Wiley.
Takahashi, T. (1991) Debris Flow, Rotterdam: Balkema.
 
RICHARD M. IVERSON (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
 
DEBRIS TORRENT - سیلاب واریزه ای
سیلاب واریزه ای پدیده­ای منطقه­ای و منحصراً به ثبت رسیده در سواحل اقیانوس آرام در شمال غرب ایالات متحده، و ایالت بریتیش کلمبیا و جنوب شرق آلاسکا است. سیلاب واریزه ای به صورت ذیل تعریف می­شود، ، نوعی حرکت توده­ای دربردارنده مواد آلی و غیرآلی غالباً درشت که به سرعت در یک آبراهه پرشیب محدود از قبل موجود جریان می­یابد، (Van Dine 1985; Slaymaker 1988). این تعریف در مورد آمریکای شمالی کاربرد دارد که با استعمال اروپایی اصطلاح سیلاب تناقض دارد (torrent در زبان فرانسه، torrente در ایتالیایی و wildbach در آلمانی). در اروپا torrent بیانگر مورفولوژی رودخانه کوهستانی و نه تخلیه واریزه است (Aulitzky 1980). Descroix and Gautier (2002) ظهور و ناپدید شدن کنونی سیلاب­ها را در آلپ­های جنوب فرانسه (از لحاظ مورفولوژی متمایز) تابعی از تغییرات اقلیم و کاربری اراضی توصیف می­کنند.
Swanston (1974) و Hungr et al.(1984) چنین استدلال می­کنند که اصطلاح "سیلاب واریزه" بسیار توصیفی بوده و برای مشخص کردن حرکات توده­ای آبراهه­ای دانه درشت در کوهستان­های ساحلی اقیانوس آرام مناسب است. Slaymaker (1988) بر این باور است که منطق لحاظ سیلاب واریزه بصورت یک مقوله جداگانه این است که این پدیده شکلی از جریان واریزه آبراهه­ای است که فاقد اصطکاک مواد ریز بویژه رس بوده و محتوای واریزه آلی آن نسبتاً زیاد است. احتمال وقوع سیلاب­های واریزه در حوضه­های زهکشی کوچک از km2 10-1/0 (Mizuyama 1982) بوده، آبراهه آن­ها تند و محدوده شکل­گیری آن­ها بالاتر از °25، محدوده فرسایش/ حمل (°25 تا 10) و محدوده رسوبگذاری (°12- 5) است، در محدوده­های با شدت رواناب بالا رخ داده و مستلزم واریزه آلی و غیرآلی فراوان می­باشند. مکانیزم­های راه­اندازی سیلاب واریزه شامل رواناب رگباری و یا حاصل از ذوب برف، آزاد شدن آب از ذخایر یخچالی یا دریاچه­ای، طغیان­های مهیب، سقوط سنگ، بهمن واریزه یا برف از دامنه یا تکان­های ناشی از زلزله می­باشد. سابقه رسوبگذاری در آبراهه نیز بسیار مهم است (Bovis and Dagg 1987). سیلاب­های واریزه حاوی مواد منسجم اندک بوده و شن و تخته سنگ­ و چوب و مواد آلی بخش زیادی محتوای غالب آن­ها است. یک ،کلان ساختار،[10] جبهه­ای و جانبی متشکل از تخته­سنگ­های تحت حفظ چارچوب می­باشد که بوسیله دوغاب متلاطم به جلو رانده می­شوند. دوغاب[11] از میان کلان ساختار دفع شده و عملاً یک جریان ثانویه شکل می­گیرد.
References
Aulitzky, H. (1980) Preliminary two-fold classification of torrent, Symposium Interpraevent 4, 285–309.
Bovis, M.J. and Dagg, B. (1987) A model for debris accumulation and mobilization in Steep Mountain streams, Hydrological Sciences Journal 33, 589–605.
Descroix, L. and Gautier, E. (2002) Water erosion in the southern French Alps: climatic and human mechanisms, Catena 50, 53–85.
Hungr, O., Morgan, G.C. and Kellerhals, R. (1984) Quantitative analysis of debris torrent hazards, Canadian Geotechnical Journal 21, 663–677.
Mizuyama, T. (1982) Analysis of sediment yield and transport data for erosion control works, International Association of Hydrological Sciences Publication 137, 177–182.
Slaymaker, O. (1988) The distinctive attributes of debris torrents, Hydrological Sciences Journal 33, 567–573.
Swanston, D.N. (1974) Slope and stability problems asso-ciated with timber harvesting, USDA Forest Service, Pacific Northwest, General Technical Report PNW–21.
Van Dine, D.F. (1985) Debris flows and debris torrents in the southern Canadian Cordillera, Canadian Geotechnical Journal 22, 44–68.
 
OLAV SLAYMAKER (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
DECOLLEMENT گسستگی یا جداشدگی
یک سطح گسلی نشان دهنده جایی که تغییر شکل پوسته­ای در حالتی موازی و معمولاً بین یک افق، لایه یا مرز فوقانی ضعیف به لحاظ مکانیکی و مرز تحتانی تغییر شکل نیافته رخ می­دهد. گسستگی­ها یا سطوح گسستگی بواسطه لغزش سری سنگ­های بالایی روی سنگ­های زیرین طی فرایند چین­خوردگی ایجاد شده و در رابطه با روراندگی می­باشد. نمونه بارز این سطوح بین سنگ زیرین بلوری قرار گرفته بر روی سنگ­های رسوبی و اغلب در مناطق رورانده مانند آلپ، کوه­های ژورا و زاگرس ایران می­باشد.
 
Further reading
Ramsay, J.G. and Huber, M.I. (1987) The Techniques of Modern Structural Geology – Volume 2: Folds and Fractures, London: Academic Press.
SEE ALSO: crustal deformation
 
STEVE WARD  (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
 
DEEP-SEATED GRAVITATIONAL SLOPE DEFORMATION
 تغییر شکل عمقی جاذبه­ای دامنه
تغییر شکل جاذبه­ای عمقی دامنه­ها (DGSDها)[12] فرایندهای ناشی از جاذبه هستند که در یک بازه زمانی بسیار طولانی پدیدار شده و معمولاً کل دامنه­ها را تحت تأثیر قرار می­دهند و بیش از صدها هزار میلیون متر مکعب سنگ را در مساحتی بالغ بر چند کیلومتر مربع و با ضخامت چند ده متر جابجا می­کنند. مشخصه اصلی این فرایندها نبود احتمالی سطح پیوسته­ای از گسستگی و وجود محدوده­ای در قمست عمیق است که در آن جابجایی غالباً بواسطه ترک­های ریز توده سنگ صورت می­گیرد (Radbruch-Hall 1978). پیش از این تعریف در ادبیات DGSDها، Terzaghi (84 :1950) با شفاف­سازی تفاوت بین ،خزش، و ،لغزش، با جمله­ای که برای پدیده عمقی نیز قابل بکارگیری است نقش زیادی در این موضوع داشته است:
لغزش رویدادی است که به محض فراهم شدن شرایط برای گسیختگی زمین زیر دامنه در زمان کوتاه رخ می­دهد. در مقابل، خزش فرایندی کمابیش پیوسته است. لغزش نمایانگر جابجایی پیکره نسبتاً کوچکی از مواد با محدوده مشخص است، در حالیکه خزش شامل زمین زیر همه دامنه­های کل منطقه بوده و بین مواد ثابت و محرک مرز مشخصی وجود ندارد.
بنابراین اگر چه زمان تکامل این فرایندها بی­نهایت طولانی و پیش­بینی آن دشوار است، فاز تغییر شکل طبعاً می­تواند فاز لغزش را به دنبال داشته باشد که در آن سطوح برشی قابل تشخیص است.
به این ترتیب طبق تعریف Malgot (1977) DGSDها از اواخر دهه 1960تقریباً در همه جای جهان مستند شده و توسط مؤلفین مختلف با واژگان متفاوت از قبیل لغزش بزرگ، گسله جاذبه­ای، خزش عمقی، تغییر شکل عمقی جاذبه­ای، حرکات توده­ای جاذبه­ای، پراکنش جاذبه­ای و خزش جاذبه­ای توصیف شده است (ن.ک بهMASS MOVEMENT). با وجود تنوع اصطلاحات بکار رفته، در حال حاضر پرکاربردترین اصطلاح برای انواع DGSD لغزش بزرگ و پراکنش جانبی هستند.
لغزش بزرگ (Sackung)
لغزش بزرگ می­تواند در قالب روانه شدن دامنه به علت تغییر شکل ویسکوپلاستیک در قسمت­های عمقی که دامنه­های مرتفع و پرشیب تشکیل شده از توده­های سنگ همگن درزه­ای یا لایه لایه نشان دهنده رفتار شکننده را تحت تأثیر قرار می­دهد، توصیف شود (Zischinsky 1969; Bisci et al. 1996). در این خصوص عوارض مورفولوژیکی بارز عبارتند از پشته­ها یا ستیغ­های زوجی، خندق­ها، گودال­ها و پرتگاه­های رو به قله در قسمت بالای دامنه­ها، در حالیکه قسمت­های میانی و پایین دامنه­ها به دلیل برآمدگی و خمیدگی بیشتر بصورت برجسته به نظر می­رسند. در پای دامنه نیز می­توان شاهد درزه­های زیر خط افق بود. با این وجود مکانیزم جابجایی آنطور که باید تعریف نشده است. تصور می­شود که به دلیل اعمال فشار بالای محدود کننده در تمام قسمت­ها، رفتار توده سنگ در عمق متفاوت از رفتار آن در سطح است. در این رابطه دو مدل اصلی جابجایی تعریف شده است. اغلب پژوهشگران (از قبیلMahr 1977) فرض می­کنند که در قسمت­های عمقی در ارتباط با قسمت مرکزی دامنه، فشار بالای محدود کننده مانع تشکیل سطوح مشخص گسیختگی شده و تنها تغییر شکل گرانرو (مدل غیر برشی) را مقدور می­سازد. در مقابل، در قسمت بالا و پای دامنه که این فشارها کم­تر است، این قبیل سطوح می­تواند ایجاد شود. Savage and Varnes (1987) چنین فرض می­کنند که زون مورد بحث به جای قرار گرفتن در معرض تغییر شکل قابل مهار در واقع در امتداد یک سطح برشی موجود در پای توده سنگ ناپایدار (مدل شکست پلاستیکی) گسیخته می­شود.
 
گسترش جانبی (Lateral spreading)
گسیختگی یا پخش جانبی متشکل از گسترش جانبی توده­های سنگی در امتداد گسیختگی­های برشی یا کششی است. دو نوع اصلی گسترش سنگ که در شرایط زمین­شناختی مختلف رخ می­دهد قابل تفکیک است (Pasuto and Soldati 1996) :
الف- پخش جانبی تأثیرگذار بر سازندهای شکننده روی واحدهای شکل­پذیر عموماً به علت تغییر شکل مواد زیرین. مشخصه این نوع جابجایی عموماً حرکات افقی در امتداد گسیختگی­های شکننده یا گسستگی­های تکتونیکی عمودی می­باشد. شیارها، گودال­ها، فروزمین­ها[13]، چاله­های کارست مانند در سنگ­های مقاوم و برآمدگی­های مواد رسی عارضه­های رایج این نوع تغییر شکل است. انباشتگی تخته سنگ­ها معمولاً دلیل جابجایی­های بلند مدت تأثیرگذار بر سازندهای زیرین فرض می­شود که منجر به فشردگی سنگ­های سست و پخش توده­ای سنگ­ها به دلیل فشارهای تنشی می­شود. این فرایند می­تواند بواسطه نفوذ آب از طریق درزها و سست شدن شیل­های رسی تشدید شود. پس از آن حفر دره­ها می­تواند موجب لغزش­های چرخشی و سقوط سنگ و همچنین پرتاب و چرخش توده­ای شود که می­تواند زمینه را برای لغزش­های توده­ای فراهم آورد. فرایند مزبور می­تواند ادامه داشته و موجب پخش و تخریب تدریجی تخته سنگ شود. این گسترش می­توند تا چند کیلومتری لبه فلات امتداد داشته باشد.
ب- پخش جانبی توده سنگ­های همگن (معمولاً شکننده) بدون سطح پایه برشی مشخص یا محدوده جریان ویسکوپلاستیک. در این خصوص شواهد مورفولوژیکی بارز پشته­های مضاعف یا زوجی، پرتگاه­های رو به قله، چاله­های بالای پشته و ناوه­های پر شده می­باشد. این پدیده در کوهستان­های مرتفع رایج هستند. وجود شکاف در سنگ­ها و انرژی بالای ناهمواری به عنوان عوامل تشدید کننده در نظر گرفته می­شوند ولی مکانیک تغییر شکل هنوز بطور کامل تعیین نشده است.
سناریوهای وقوع لغزش بزرگ و گسترش یا پخش جانبی متفاوت هستند. لغزش بزرگ می­تواند به عنوان مرحله اولیله لغزش­های چرخشی- انتقالی در نظر گرفته شود، ضمن اینکه لغزش بزرگ تمایل به وقوع در قالب بهمن سنگی یا واریزه و به عبارتی فرایندهایی که می­توانند شامل شرایط با خطر ژئومورفولوژیکی بالا باشند، دارند. از طرفی گسترش جانبی می­تواند مطابق با مرحله اولیه تکوین پدیده­های لغزش توده­ای باشد که معمولاً دستخوش وقوع تدریجی جابجایی­ها هستند.
References
Bisci, C., Dramis, F. and Sorriso-Valvo, M. (1996) Rockflow (sackung), in R. Dikau, D. Brunsden, L. Schrott and M.-L. Ibsen (eds) Landslide Recognition:Identification, Movement and Causes, 150–160,Chichester: Wiley.
Mahr, T. (1977) Deep-reaching gravitational deformations of high mountain slopes, Bulletin International Association of Engineering Geologists 16, 121–127.
Malgot, J. (1977) Deep-seated gravitational slope deformations in Neovolcanic Mountain ranges of Slovakia, Bulletin International Association of Engineering Geologists 16, 106–109.
Pasuto, A. and Soldati, M. (1996) Rock spreading, in R. Dikau, D. Brunsden, L. Schrott and M.-L. Ibsen(eds) Landslide Recognition: Identification, Movement and Causes, 122–136, Chichester: Wiley.
Radbruch-Hall, D.H. (1978) Gravitational creep on rock masses on slopes, in B. Voight (ed.) Rockslides and Avalanches, 607–675, Amsterdam: Elsevier.
Savage, W.Z. and Varnes, D.J. (1987) Mechanics of gravitational spreading of steep-sided ridges (‘Sackung’), Bulletin International Association of Engineering Geologists 35, 31–36.
Terzaghi, K. (1950) Mechanism of landslides, in S. Paige (ed.) Application of Geology to Engineering Practice, 83–123, Washington, DC: Geological Society of America.
Zischinsky, Ü. (1969) Über Sackungen, Rock Mechanics 1(1), 30–52.
 
MAURO SOLDATI  (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
DEEP WEATHERING - هوازدگی عمقی
سهم مطالعات هوازدگی از ژئومورفولوژی یک نقش بی­ثبات بوده، بصورت مقطعی کانون توجه واقع شده و هنوز اغلب نادیده گرفته می­شود. فرسایش سنگ به علت فرایندهای شیمیایی و بیوشیمیایی واسطه نرخ فرسایش و تخریب ناهمواری در تقریباً همه اقلیم­ها است و فراوانی ماسه کوارتزی در رسوبات قدیمی بیانگر اثربخشی آن است. رس حاصل این فرایندها بوده و در همه جا بدون توضیح خاص شناخته شده است. با این وجود، مواد هوازده اغلب تا ده­ها متر و تا بیش از 100 متر زیر نیمرخ خاک قدیمی گسترش می­یابد. محدوده گذار از خاک سطحی تا سنگ تازه تحت عنوان سنگپوش[14] یا نیمرخ هوازدگی توصیف می­شود. در حالیکه تعریف رسمی برای هوازدگی عمقی وجود ندارد، برخی محققان برای توصیف عمق­های ،استثنائی، تخریب سنگ از این اصطلاح استفاده می­کنند (Taylor and Eggleton 2001) ولی این منعکس کننده تجربه مربوطه از بیرون و نواحی گرم مرطوب است که اعماق هوازدگی بیش از 30 متر در آن­ها رایج است (عکس32).

عکس32: نیمرخ هوازدگی عمقی (m50<) در سنگ­های گرانیت با سنگ بنا در شرق برزیل.
رویکرد دیگر اشاره می­کند که تخریب محدود به ،هوازدگی، است که در آن مواد دگرگون شده کمابیش به سرعت پس از تخریب (بوسیله فرایندهای شیمیایی و مکانیکی) جابجا می­شود یا ،فرسایش، که در آن ذخایر مواد هوازده غیرمنسجم زیر سطح زمین قرار می­گیرد. در مورد محدود به فرسایش بودن محصول هوازدگی به مدت نامشخص برجا باقی می­ماند و دلالت بر این دارد که در طول این مدت نرخ هوازدگی بیشتر از نرخ فرسایش بوده است. این شرایط است که اغلب طی دوره­های 106 تا 107 سال منجر به تشکیل نیمرخ­های هوازدگی عمقی می­شود. در محدوده­های بالایی بسیاری از نیمرخ­های هوازدگی عمقی سنگ به شدت تا ترکیبی از رس، اکسید آلومینیوم و آهن و ماسه کوارتزی تجزیه می­شود که بواسطه آن نشانه­های ساختار سنگ هنوز قابل مشاهده است. این مواد مرده­سنگ[15] نامیده می­شود. این شرایط اغلب مرتبط با سطوح قدیمی ناهمواری­های پست بوده و حاصل محیط گرم مرطوب یا جنب حاره است. این استدلال معمولاً برای وقوع هوازدگی عمقی عرض­های بالا بکار می­رود که در قالب بقایای گوشته قبلاً ضخیم سنگ­های هوازده تشکیل شده در اواخر مزوزوئیک یا اوایل سنوزوئیک که شرایط گرم مرطوب احتمالاً تا °60 شمالی حاکم بوده است، توجیه می­شود. در سایه این دیدگاه، هوازدگی عمقی گسترده سنگ­های سپر اسکاندیناوی زیر رسوبات کرتاسه جنوب سوئد دیده شده (Lidmar Bergström 1989) و 10-5 متر دگرگونی پیشرفته بین جریان­های گدازه پالئوژن در ایرلند شمالی مشاهده شده است (Smith and McAlister 1995). مرده­سنگ­های عمقی در سراسر استرالیای غربی در برخی نقاط تا اعماق m 100 دیده شده و ایزوتوپ اکسیژن و سایر روش­ها سن پرمین یا میوسن را نشان داده­اند یعنی زمانی که صفحه استرالیا با فاصله زیاد از موقعیت کنونی آن در سمت جنوب قرار داشت و به هیچ وجه در عرض­های حاره نبود (Bird and Chivas 1988). این موجب شده تا Taylor et al. (1992) چنین استدلال کنند که به جای اینکه اقلیم، این زمان است که تعیین کننده اصلی تخریب سنگ­ها تا اعماق زیاد می­باشد. با این وجود، مرده­سنگ­های عمیق نمایانگر هوازدگی پیشرفته در زمین­های نئوژن مناطق گرم مرطوب دیده شده و از برنئو و گینه نو استناد شده است (Thomas 1994; Löffler 1977). در این نواحی هموار شدن گسترده ثبت نشده و از اینرو نیمرخ­ها نشان دهنده نرخ بالای هوازدگی همراه با نرخ پایین فرسایش در ناهمواری­های معمولی اقلیم استوایی جنگل­های بارانی است. در مقابل، در موارد بسیاری هوازدگی عمقی در عرض­های بالا دربردارنده ویژگی­های نشان دهنده تجزیه تدریجی به جای پیشرفته است. این مواد ماسه­ای بوده محتوای رس آن­ها کم است (معمولاً 7-2 درصد) و تحت عنوان arène[16] (فرانسوی) یا GRUS[17] (آلمانی) توصیف می­شود. شکل­گیری گروس در سراسر اقلیم­های معتدله دیده شده و مواد مشابه آن زیر مرده­سنگ­های رسی مناطق حاره قابل مشاهده است. عمق گروس معمولاً بالای 15 متر بوده و عمق m 6-3 رایج می­باشد ولی محدود به ناهمواری­های پست نمی­باشد (Migo´n and Lidmar Bergström 2001). وقتی همه انواع و درجات دگرگونی سنگ یکجا جمع باشد هوازدگی عمقی بسیار گسترده می­شود. در بیابان­های سوزان و سرد و نواحی با فعالیت تکتونیکی اخیر یا فعال این پدیده نسبتاً نادر است. جایی که شستسوی یخچالی شدید پلیوستوسن رخ داده بخش عمده گوشته سنگپوش نیز جابجا شده است. با این وجود در اسکاتلند جنوبی (Hall 1985) و جنوب اسکاندیناوی که زیر صفحات یخی سرد و غیرفرساینده قرار داشته یا تا زمین­های پست گسترش یافته­اند، نیمرخ­های عمیق دیده شده است.
تشکیل نیمرخ­های هوازدگی عمیق مسائل دشواری به همراه دارد. برای مثال، فرایندهای هوازدگی بواسطه تجدید آب زمین و دفع کانی­ها در فرایند انحلال پیش رفته و با افزایش غلظت مواد موجود در محلول متوقف خواهند شد. بنابراین وجود نیمرخ­های بسیار عمیق زیر فلات­های قدیمی که شکل­گیری آن­ها مستلزم زمان بسیار طولانی است و برای دفع مواد محلول نیاز به برخی وسایل دارد، می­بایست بواسطه فرایند موصوف باشد. غلظت پایین مواد محلول در رودخانه­های گرمسیری جاری در مناطق هوازده اغلب در سایه نرخ پایین هوازدگی در این مناطق استناد شده است. بنابراین بسیاری از پژوهشگران تشکیل لایه ضخیم مرده­سنگ را یک سیستم خود کران تجربه کننده بازخورد منفی تلقی کرده­اند. با این وجود، اطلاعات ما درباره چرخه عمقی آب یا پتانسیل مهاجرت دوردست یون­ها بواسطه فرایندهای پخش اندک است. مباحث مرتبط با این موضوع به نفع فرایندهای هیدروترمال عهده­دار تجزیه بسیار عمیق سنگ بویژه سنگ­های گرانیت صورت گرفته است. با این وجود بسیاری از تحلیل­ها برای دگرگونی دمای پایین (C °70) از جمله در سنت آستل[18] در جنوب غرب انگلستان ایزوتوپ اکسیژن را به عنوان دلیل ذکر کرده (Sheppard 1977) و گستره تبلور آب گرمایی معمولاً بسیار محدود است (Ollier 1983). در این میان اهمیت برهم­کنش میان نفوذ آب شهابی از سطح زمین و آب­های جوان ایجاد شده بوسیله فرایندهای ماگمایی نباید نادیده گرفته شود. هر دو نوع آب مذکور بخشی از چرخه آب جهانی بوده و تجزیه سنگ در نهایت فرایند مجاورت انواع کانی در معرض شرایط جوی در سطح زمین است.
وجود گوشته ضخیمی از بقایای مواد حاصل از هوازدگی اهمیت بسزایی برای مهندس­ها و همچنین ژئومورفولوژیست­ها و خاک­شناس­ها دارد. با این وجود، ماهیت مواد هوازده [نیز] به همان اندازه اهمیت دارد. برای مثال رفتار گروس بسیار متفاوت از مرده­سنگ غنی از رس می­باشد. گذر از سنگ تازه از میان سنگ هوازده به سمت خاک سطحی می­تواند دشوار باشد ولی برای توصیف نیمرخ هوازدگی بصورت متمایز از توصیف­های نیمرخ­های خاک مدل­هایی تدوین شده است (شکل 34، 35). در قسمت پایه نیمرخ جبهه هوازدگی قرار دارد که به دلیل گذر ناگهانی غالباً مشاهده شده از سنگ سالم به مرده سنگ تخریب و دگرگون شده تحت عنوان سطح هوازدگی پایه­ای توصیف می­شود. برای انبساط کانی­ها بواسطه آبدار شدن و آبکافت جزئی که موجب برهم خوردن بافت سنگ می­شود، تغییر شیمیایی اندکی لازم است. رایج­ترین توصیف نیمرخ­های هوازدگی (شکل 34) مبتنی بر مثال­های موجود در گرانیت­های درزه­دار بوده و سطوح مشابه در لاواهای بازالتی و ماسه­سنگ­های فلسپاتی دیده می­شود. با این وجود در سنگ­های دگرگونی نواری و ورقه­ای از قبیل شیست، تقسیمات فرعی نیمرخ می­تواند مبهم باشد.
،مدل گرانیت، که نخستین بار بصورت رسمی از هنگ کنک تعریف شد (Ruxton and Berry 1957)، برای استفاده مهندسان اصلاح شده (Fookes 1997) و برای توصیف تغییرات کانی شناختی یا وقوع زون­های هوازدگی خاص از جمله لاتریت[19] مدل­های دیگری تدوین شد (شکل 35). نیمرخ پایین تغییرات شیمیایی و کانی شناختی در کانی­یابی حائز اهمیت بوده و ماهیت رس­ها پیش­بینی کننده رفتار مهندسی است. درک نیمرخ­های سنگپوشی کامل به علت مسائل نمونه­برداری، پیچیدگی­های ساختار سنگ و تغییر شکل کانی­ها در اثر تغییر شرایط هیدرولوژیک طی دوره­های طولانی می­تواند دشوار باشد. با این حال چنانچه قرار بر توصیف و درک صحیح نیمرخ­های کمتر فرسایش یافته (رو رفته) اغلب موجود در محیط باشد، مسئله حائز اهمیت می­شود. ویژگی­های خاک در نواحی با سنگ­های با هوازدگی عمقی به شدت تأثیر میزان هوازدگی پیشین است که وجود کاتیون­ها برای رشد گیاه را محدود می­کند. در بسیاری از قسمت­های مناطق گرمسیری ممکن است چند نسل خاک تشکیل شده و بوسیله فرسایش از بین رفته و داخل مواد اولیه عمیقاً هوازده دوباره تشکیل شده باشد (Ollier 1959).

شکل 34: نیمرخ­های هوازدگی بارز با طبقه­بندی­های رایج هوازدگی در ستون آخر چپ. تهیه شده توسط مؤلف برای Fookes (1997).
در ژئومورفولوژی مناطق گرمسیری نقش گوشته هوازده در تعیین اشکال طبیعی بطور گسترده مورد بحث قرار گرفته است (Thomas 1994). توازن میان نرخ هوازدگی و فرسایش از یک سو برای سؤالات مربوط به میزان دگرگونی محصولات هوازدگی نزدیک سطح و از طرف دیگر ظهور اشکال سنگی تازه بسیار مهم است. نرخ­های تخمینی هوازدگی در سنگ­های سیلیسی (mmKa-1) mMa-150-2 می­باشد. اگر چه نرخ فرسایش سطحی با مقدار دو برابر می­تواند بیش از بالاترین مقدار باشد، بسیاری از دامنه­های پوشیده از جنگل با شیب ملایم در نواحی گرمسیری با نرخ کمتر از mmKa-1 5 فرسایش می­یابند. با این حال گاهی اوقات داده­ها متناقض بوده و تعمیم آن­ها دشوار است. شواهد تصادفی نرخ­های پایین فرسایش در زمین­های موجدار جنگلی ناشی از همسانی نسبی زون­های هوازدگی با عوارض کنونی زمین می­باشد که اغلب نشان دهنده توده­های هوازده چند گنبدی (در فرانسه؛ نیمه نارنجی و در پرتغالی؛ نیم پرتقالی) است. در نواحی خشک­تر آفریقا و استرالیا نیمرخ­های هوازدگی تا حد زیادی ناقص بوده، تپه­های هموار با قشر سخت آهنی یا سیلیسی یا عوارض با سنگپوش ماسه­ای کم عمق و رخنمون­های دائمی (تخته سنگ­ها، صخره­های بلند و اینسلبرگ­ها یا فراسنگ­ها) را به جا می­گذارد. در استرالیای مرکزی، به ،سطح هوازده زمین، (Mabbutt 1965) و نتایج متنوع روبرداری جزئی سنگپوش اشاره می­شود. این قبیل عوارض تحت عنوان گونه­های ،دشت گود شده، توصیف شده­اند (ن.ک به ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHPLANATION). به تعبیر کلی­تر این مشخصات نتیجه ،رژیم زیرسپری[20]، (1980 Fairbridge and Finkl) شامل پایداری چشم­انداز (عارضه) و هوازدگی پیشرفته با قدمت شاید 108-107 سال در تناوب با دوره­های فرسایش و سنگپوش به مدت 106-105 سال تلقی می­شود. توضیح اینکه می­توان گفت الگوهای هوازدگی عمقی تابع تغییرات سنگ­نگاشتی و ضعف­های ساختاری داخل توده­های سنگ هستند. کانی­های آهنی- منیزیمی و فلدسپارهای پلاژیوکلاز بسیار سریع­تر از ارتوکلاز و میکا در گرانیت­ها تجزیه شده و توده­های نفوذی مجاور حاوی مجموعه­های کانی مختلف اغلب از نظر هوازدگی نشان دهنده تضاد هستند. سنگهای نفوذی غنی از پتاسیم و بویژه گنایس­های دگرگونی سیلیکایی شده در مقابل یورش شیمیایی مقاوم هستند. الگوهای درزه­ای متقاطع اغلب نمایانگر حوضه­های با تجزیه سنگی عمیق­تر هستند. فرسایش عمیق تا توده­های نفوذی قدیمی نشان دهنده انفصال گسترده تحت فشار تراکمی است که با وجود قرار داشتن در معرض پوسته پوسته شدن در برابر هوازدگی مقاوم هستند در حالیکه سنگ­های نفوذی سطح بالاتر معمولاً در امتداد درزه­های متعدد قطعه قطعه می­شوند. هر جا که زمین­شناسی یکنواخت باشد الگوهای هوازدگی اغلب به ناهمواری پاسخ داده و در محیط­های جنگلی هوازدگی عمقی زیر توده­های برجسته دیده می­شود. در حالیکه این می­تواند ناشی از تجزیه تا گوشته مرده­سنگی عمیق گسترده باشد، شرایط زهکشی بهتر زیر دامنه­های بالا منجر به تجزیه سریع­تر می­شود. اغلب رودهای دائمی در آبراهه­های سنگی جریان می­یابند ولی برخی آبراهه­های موجود در عوارض فلاتی بین رودهای تلاقی کننده[21] با سرعت­های بالای به جا گذارنده سنگ تازه عریان و آبراهه­های پیچانرودی که در آن­ها رود روی مرده­سنگ­ها جریان می­یابد، در تناوب است.
عوارض عمیقاً هوازده رسماً در اروپا (و جاهای دیگر) بسیار گسترده بودند. پوشش­های هوازدگی معروف به ،لاتریتی، طی دوران سنوزوئیک تا حدودی از گران­کوه­های اروپا زدوده شده و امروزه در نهشته­های اکویتن پاریس و بسیاری از حوضه­های رسوبی دیگر دیده می­شود. Millot (1970) این لایه­ها را تحت عنوان ،رخنمون­های سایدرولیتی،[22] توصیف کرده و در جاهای دیگر ،رخنمون­های ناشی از لاتریت، (Goldberry 1979) و ،چینه­های سرخ، نامیده می­شوند. طی دوره نئوژن در اثر فعالیت­های کوهزایی آلپی یک تجدید لایه سنگپوش بطور پیوسته در این ناهمواری گسیخته رخ داد. با این وجود کوتاه بودن این دوره و اقلیم سرد عرض­های بالا ،گروس، ماسه­ای تا حدودی ناهمسان را بوجود آورد. در مناطق گرمسیری، تقسیم شدن گندوانا و رانش دور از قاره­ها طی 100 میلیون سال گذشته نیز منجر به تجزیه عمقی و پر شدن حوضه­های رسوبی فرونشسته و گسلی با آوارهای هوازدگی مزوزوئیک شد. این حوضه­ها در غرب آفریقا تحت عنوان انتهای قاره­ای[23] و در آمریکای جنوبی با نام سازند باریراس[24] شناخته می­شود. تغییرات اقلیمی پس از میوسن میانی خشکی بسیاری از نواحی گرمسیری را دربرداشته و در برخی مناطق خشک موجب توقف پیشروی جبهه هوازدگی شده است. در جاهای دیگر نیز گرما، رطوبت و باروری زیستی مرده­سنگ­های جوان با نیمرخ­های بارز را ایجاد کرده­اند.

شکل 35: شمای واژگان سنگپوش در یک نیمرخ با لاتریت. از Eggleton (2001)
سریع­ترین هوازدگی به شکلی متناقض احتمالاً در مناطق تکتونیکی رخ می­دهد که ترکیبی از بارش زیاد، وجود رسوبات دریایی (سنگ آهک، گریوک­ها) و سنگ­های آذرین اپی­ترمال به اضافه تنش تخریب کننده تقریباً همه سازندها نفوذ هوازدگی را شدت بخشیده و منجر به نرخ فرسایش بالا می­شود (Stallard 1995). با این وجود، دامنه­های پرشیب سریع­تر فرسایش یافته و از نظر هوازدگی محدود می­شوند و از اینرو هوازدگی عمقی نادر است. در مناطق گرمسیری مرطوب زمین­های پرشیب در معرض لغزش­های مکرر بوده و در عمق 6-5 متر سنگپوش ناپایدار می­شود. با کاهش ناهمواری و شیب نیمرخ­های هوازدگی عمیق­تر شده و آستانه­های حاکم بر این توازن نیاز به تأمل دارد. مشاهدات نشان می­دهد که هر جا شیب تا زیر °20 کاهش یافته باشد، نرخ هوازدگی زیر جنگل می­تواند با نرخ فرسایش سنگپوش همگام باشد.
به این ترتیب پدیده هوازدگی عمقی عبارت از تشکیل و باقی ماندن مواد در توازن با محیط­های نزدیک سطح است. این پدیده شامل تجزیه کانی­های موجود در سنگ­های تشکیل شده تحت فشار و در نبود گازهای جوی، اسیدهای آلی و موجودات ریز است که همه آن­ها عامل تغییر شیمیایی هستند. این پدیده همچنین نمایانگر نرخ­های نوسانی تخریب در عرض زمان و مکان است. ذخایر عظیم سنگپوش که روی خشکی­ها وجود دارد حداقل در برخی نواحی بقایای گذشته­های دور می­باشد، با این حال فرایندهای هوازدگی تداوم داشته و هر جا که شرایط هوازدگی فراهم بوده و نرخ تخریب پایین باشد، عمیق شدن گوشته هوازدگی رخ می­دهد.
References
Bird, M.I., and Chivas, A.R. (1988) Oxygen isotope dating of the Australian regolith, Nature 331,513–516.
Eggleton, R.A. (ed.) (2001) The Regolith Glossary,Cooperative Research Centre for Landscape Evolution and Mineral Exploration (CRCLEME), CSIRO, Australia.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. Jr. (1980) Cratonicerosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
Fookes, P. (ed.) (1997) Tropical Residual Soils,Geological Society Professional Handbook, Bristol:The Geological Society.
Goldberry, R. (1979) Sedimentology of the Lower Jurassicflint clay bearing Mishor Formation, Makhtesh Ramon,Israel, Sedimentology 19, 229–251.
Hall, A.M. (1985) Cenozoic weathering covers in Buchan, Scotland and their significance, Nature 315,392–395.
Lidmar Bergström, K. (1989) Exhumed Cretaceous landforms in south Sweden, Zeitschrift für Geomorphologie NF Supplementband 72, 21–40.
Löffler, E. (1977) Geomorphology of Papua New Guinea, Canberra CSIRO/Australian National University Press.
Mabbutt, J.A. (1965) The weathered land surface of central Australia, Zeitschrift für Geomorphologie NF 9, 82–114.
Migo´ n, P. and Lidmar-Bergström, K. (2001) Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic, Earth Science Reviews56, 285–324.
Millot, G. (1970) Geology of Clays (trans. W.R. Farrand and H. Paquet), London: Chapman and Hall.
Ollier, C.D. (1959) A two cycle theory of tropical pedology, Journal of Soil Science 10, 137–148.
——(1983) Weathering or hydrothermal alteration,Catena 10, 57–59.
Ruxton, B.P. and Berry, L. (1957) Weathering of granite and associated erosional features in Hong Kong, Geological Society of America Bulletin 68, 1,263–1,292.
Sheppard, S.M.F. (1977) The Cornubian batholith, SW England: D/H and 18O/16 studies of kaolinite and other alteration minerals, Journal of the Geological Society of London 133, 573–591.
Smith, B.J. and McAlister, J.J. (1995) Mineralogy, chemistry and palaeoenvironmental significance of an early Tertiary Terra Rossa from Northern Ireland: a preliminary review, Geomorphology 12, 63–7
Stallard, R.F. (1995) Tectonic, environmental and human aspects of weathering and erosion, Annual
Review of Earth and Planetary Sciences 23, 11–39.
Taylor, G.R. and Eggleton, A. (2001) Regolith Geology and Geomorphology, Chichester: Wiley.
Taylor, G.R., Eggleton, R.A., Holzhauer, C.C.,Maconachie, L.A., Gordon, M., Brown, M.C. and McQueen, K.G. (1992) Cool climate lateritic and bauxitic weathering, Journal of Geology 100, 669–677.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
 
MICHAEL F. THOMAS  (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
DEFLATION - بادفرسایی
فرایندی که بوسیله آن باد مواد ریز را از سطح ساحل (شنی) یا بیابان می­زداید. با فروکش کردن بادفرسایی ذرات بزرگتر بر جای مانده و می­تواند موجب تشکیل زره و سنگفرش بیابانی[25] شود. بادفرسایی از سطوح به شدت عاری از گیاه می­تواند به تشکیل عوارض مختلف فرسایش بادی شامل کفه­های سخت و یاردانگ­ها[26] منجر شود.
A.S. GOUDIE      (ترجمه: سیدجواد حسینی)
 
DEGLACIATION یخچال­زدایی
یخچال­زدایی به معنای دوره زمانی عدم پوشش خشکی یا آب بوسیله یخ به علت عقب­نشینی یخچال­ها معمولاً در اثر تغییر اقلیم است در حالیکه اصطلاح یخچال­زایی به معنای دوره پوشش زمین بوسیله یخ است. یخچال­زدایی هم با عقب­نشینی گسترده توده­های یخ یخچالی قاره­ای یا منطقه­ای (یخچال­زدایی بزرگ مقیاس) بویژه طی فازهای یخچال­زایی در پلیوستوسن و هم عقب­نشینی یخچالی در طول نویخچال­زایی هولوسن از قبیل عصر یخبندان کوچک (یخچال­زایی کوچک مقیاس) در ارتباط است.
یخچال­زایی بواسطه تغییر اقلیم (بلند مدت) یا تنوع اقلیمی (کوتاه مدت) که به علت تغییرات بارش (انباشتگی) برف در طول زمستان موازنه جرمی یخچالی و در طول تابستان (ذوب برف) موازنه انرژی را (از قبیل دما، تابش، آزاد شدن گرمای نهان) تحت تأثیر قرار می­دهد، آغاز می­شود. افزایش ورودی انرژی تابستان فرساب (ذوب یخ)[27] را افزایش داده و موجب واکنش سریع در قالب عقب­نشینی پیشانی یخچالی می­شود. واکنش دینامیک یخچال به علت موازنه جرم[28] یخچال موجب تغییرات جریان یخ (جابجایی توده­ای) از قسمت انباشتگی به سمت ناحیه فرساب در پایین شده و به پیشروی یا پسروی پیشانی یخچالی منجر خواهد شد. موقعیت پیشانی یخچالی پس از یک دورزه زمانی مشخص موسوم به زمان واکش و زمان پاسخ به این واداشت واکنش نشان خواهد داد. زمان واکنش در قالب فاصله زمانی بین زمان وقوع تغییرات موازنه جرم و نخستین پاسخ دینامیک مشهود پیشانی یخچالی تعیین شده و زمان پاسخ طولانی­تر نشان دهنده دوره ثبات یخچال تا موازنه جرم جدید است. این مقیاس­های زمانی مرتبط با دینامیک یخچال و هندسه آن بوده و می­تواند از چند سال در مورد یخچال(های) دره­ای کوچک تا چند صد یا حتی هزاران سال برای زبانه­های صفحات یخچالی متغیر باشد. هندسه و هیپسومتری (توزیع مساحت- ارتفاع) یخچال­ها برای پاسخ آن­ها حائز اهمیت است. برای مثال چنانچه ارتفاع خط تعادل (ELA)[29] به علت اقلیم گرم تا 100 متر بالاتر برود، افزایش مساحت تحت تأثیر ذوب بیشتر در مورد یخچال­های پهن هموار بیشتر و در مورد یخچال­های باریک پرشیب کمتر خواهد بود. ورودی بالای انرژی تابستان موجب عقب­نشینی سریع پیشانی یخچالی و جابجایی به تدریج کند یخ در طول زمان شده و تقریباً همیشه موجب یخچال­زدایی می­شود. طی دهه­های اخیر چند مدل موازنه انرژی در پیوند با مدل­های دینامیک یخچالی تهیه شده که شبیه­سازی مکانی و زمانی عقب­نشینی یخچالی به علت انواع و درجات مختلف واداشت اقلیمی را مقدور می­سازد (برای مثال، Oerlemans 2001) (شکل 36).

شکل 36 موقعیت­های پیشانی یخچالی در زبانه یخچالی Nigardsbreen، جنوب نروژ (از Oerlemans 2001). این موقعیت­ها با استفاده از یک مدل ترکیبی موازنه جرم دینامیک یخچالی بدست آمده است.
به این ترتیب نرخ یخچال­زدایی وابسته به اقلیم و توپوگرافی است. در طول یخچال­زدایی یخچال­های منتهی به خشکی معمولاً کم ضخامت و پهن­تر می­شوند و یخچال­های منتهی به دریا پیشانی پیشرونده پرشیب خود را حفظ خواهند کرد ولی کم ضخامت­تر شده و بسیار سریع­تر از یخچال­های منتهی به خشکی عقب­نشینی می­کنند. چنانچه یخچال در آب نشسته باشد، کاهش جریان جرمی می­تواند موجب شود تا نیروهای شناوری بخش­هایی از پیشانی یخچالی را بالا ببرند که این به نوبه خود منجر به جدا شدن توده­های یخ از پیشانی یخچالی می­شود. یک چنین عقب­نشینی سریع یخ در نواحی فیوردی عمیق غرب اسکاندیناوی طی یخچال­زدایی صفحه یخچالی ویشسلین رخ داده است (برای مثال؛ Sollid and Reite 1983).
تغییرات دمایی بالا در پلیوستوسن موجب فازهای یخچال­زدایی متعدد در نیمکره شمالی شده است (شکل 37). بر اساس دانش کنونی طی دوران پلیوستوسن بیش از چهل مرحله یخچال­زایی و یخچال­زدایی وجود داشته و آخرین مرحله یخچال­زدایی بواسطه افزایش سریع دما رخ داده است. دمای میانگین هولوسن حدود C° 13-10 گرمتر از متوسط دما طی شرایط یخچالی کامل بوده است (شکل 37 و 38). بر اساس مغزه­های یخی گرینلند چندین تغییر سریع موسوم به رویدادهای دانسگارد- آسشر طی آخرین یخچال­زایی مشاهده شده است (Dansgaard 1993). همه این مغزه­ها نشان دهنده یک افزایش دمای بی­نهایت سریع حدود 10 درجه­ای طی تنها یکصد سال هستند که پس از آن یک دوره سرمایش طی چند صد سال حکمفرما بوده است. در حدود 10 هزار سال قبل دما دوباره به سرعت افزایش یافت و در سطح دمای هولوسن پایدار شده و موجب یخچال­زدایی سریع شد. مکانیزم­های واداشت برای این تغییرات دمایی بزرگ طی دوره­های زمانی کوتاه مورد بحث قرار گرفته ولی هنوز شناخته نشده است. در طول هولوسن گرمترین دوره در اوایل هولوسن میانی بود و در بسیاری از مناطق کوهستانی یخچال­ها احتمالاً در دوره 6-8 هزار سال قبل بی­وقفه ذوب شدند. اقلیم از حدود 3 هزار سال قبل سردتر شده و افزایش یخچال­ها در نواحی کوهستانی مرتفع جهان آغاز شد (نو یخچال­زایی) و بین قرن سیزدهم و حدود 1750 در اروپا (برای مثال؛Nesje et al. 2000) یا حدود یکصد سال بعد در برخی مناطق جهان به اوج خود رسید. این دوره تحت عنوان عصر یخبندان کوچک شناخته می­شود.

شکل 37 تغییرات دما طی پلیوستوسن و هولوسن، نشان دهده فاز یخچال­زایی و یخچال­زدایی (با تغییرات از Siegert 2001)
 
سپس یخچال­زایی تا زمان­های اخیر در بسیاری از محیط­های یخچالی جهان حکفرما بوده است. در برخی مناطق کوهستانی با یخچال­های دره­ای و سیرکی از قبیل کوه­های آلپ که عقب­نشینی یخچالی از اواسط دهه 1800منجر به کاهش حدود 50 درصدی حجم یخ شده است (برای مثال؛ IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/ WMO 2001)، عقب­نشینی توده­ای گسترده بوده است. از دهه 1990 یک یخچال­زدایی سریع در بسیاری از نواحی آلپی و برخی نواحی قطبی مشاهده شده است (Arendt et al.2002; Meier and Dyurgerov 2002) و به گرمایش جهانی نسبت داده شده است. یخچال­زدایی بزرگ مقیاس منجر به کاهش وزن روی توده­های خشکی شده برآمدگی زمین را در پی داشت. در عین حال دوب شدن یخ یخچال­ها سطح دریا را وادار به بالا آمدن کرد. بنابراین یخچال­زدایی بزرگ مقیاس همواره در ارتباط با ظهور خشکی و بالا آمدن سطح آب دریاها است (see ISOSTASY; EUSTASY). طی حداکثر گسترش صفحه یخی ویسشلین سطح دریاهای جهان حدود 120 متر پایین­تر از مقدار امروزی بود و در آخرین مرحله یخچال­زدایی ویسشلین ناحیه یخچال­زدایی شده از جمله در اسکاندیناوی بالاآمدگی مطلق زمین (خشکی) را در پی داشت. باتنیای مرکزی پس از این یخچال­زدایی تا بیش از 800 متر نمایان شده است. برآمدگی زمین همواره خطوط ساحلی با عوارض مربوطه از قبیل پشته­های ماسه­ای و سکوهای سایشی ساحلی را پدید می­آورد که نشان دهنده حدود دریا طی یک دوره زمانی مشخص است. رابطه مکانی بین نرخ برآمدگی زمین و حدود دریا برای سن­یابی نسبی (ن.ک به DATING METHODS) عوارض مرتبط با پسروی یخ بکار رفته است. علاوه بر این، برآمدگی خشکی منجر به آشکار شدن کف دریای قبلی پوشیده شده بوسیله رسوبات عمدتاً غنی از رس دریایی در سطح خشکی می-شود. نواحی پوشیده از رس­های دریایی در مناطق یخچال­زدایی از قبیل اسکاندیناوی و کانادا فراوان است. داشتن محتوای مغذی بالا و قابلیت کشت بالای این مناطق جذب کننده ساکنین اولیه و کشاورزان بوده است. با این وجود این رسوبات بسیار نامنسجم بوده و از اینرو یخچال­زدایی بیشتر مستعد تشکیل آبکندها و زمین­لغزش­ها است (ن.ک به LANDSLIDE; QUICKCLAY).
دوره یخچال­زدایی همچنین دوره انباشتگی رسوب بوسیله یخ یخچال­ها و آب حاصل از ذوب است. یخچال­زدایی یک فرایند پیوسته نمی­باشد. بویژه طی مرحله اولیه یخچال­زدایی پسروی حاشیه­های یخی دائماً متوقف شده (،رکود،) یا به علت تغییر اقلیم کوتاه مدت پیشروی­های مجدد کوچک رخ می­دهد. دوره­های زمین­شناسی دریاس جوان و پرپورال مثال­هایی از این قبیل تغییرات اقلیمی کوتاه مدت هستند که به لحاظ مورفولوژی با عوارض یخچالی تقریباً سراسر فنلاند جنوبی، سوئد مرکزی و سواحل نروژ می­توان آن­ها ردیابی کرد (شکل 38).
نوع سیستم یخچالی خشکی (ن.ک به قاب 33) طی فازهای یخچال­زدایی وابسته به این است که آیا پیشانی یخچالی به آب (دریا/ دریاچه) منتهی می­شود یا به خشکی، همچنین به سرعت آزاد شدن خشکی (نرخ یخچال­زدایی) و اینکه در طول یخچال­زدایی کدام رژیم دمایی یخچالی (رژیم گرمایی یخچالی) حاکم بوده است (همچنین ن.ک بهBenn and Evans 1998) بستگی دارد. پسروی سریع زبانه­ها یا لخته­های یخچالی منجر به بیرون آمدن عوارض زیریخچال از قبیل سطح شیاردار یا پشته­های بیضوی می­شود. این عوارض زیریخچالی معمولاً نشان دهنده آخرین جهت حرکات یخچالی هستند. چنانچه یخچال­زدایی در یک محیط همیشه یخ بندان رخ بدهد، بخش­هایی از محدوده­های حاشیه یخچالی می­تواند سرد بنیان (به عبارتی تا سنگ بستر یخ زده) باشد. در چنین محیط­هایی یخچال­ها می­توانند رسوبات و عوارض حاصل از دوره­های یخچال­زایی و یخچال­زدایی پیشین را حفظ کنند. پسروی کند و یا رکود موقت پیشانی یخچالی عوارض حاصل از انباشت مواد یخچالی یعنی یخرفت­های نهایی را بوجود می­آورد.

شکل 38: الگوی عقب­نشینی یخچالی یخچال­زدایی ویشسلین در فنوسکاندیا پس از آخرین حداکثر یخچالی (LGM, 22 ka) و آغاز هولوسن (c.10 ka) (برگرفته از Kleman et al. 1997).
یخچال­ها طی فازهای رکود چند متر در طول زمستان پیشروی کرده و در تابستان به علت تغییرات فرساب عقب­نشینی می­کنند. پیشروی­های زمستانه مقداری یخرفت سالانه ایجاد می­کند. این یخرفت­های ایجاد شده در زیر آب در محیط­های دریایی دگیر[30] و در محیط­های دریاچه­ای کوهستانی یخرفت­های عرض دره­ای گفته می­شود. این قبیل یخرفت­ها اغلب یک توالی از عوارض را بوجود می­آورند که بازسازی دوره­های یخچالی کاربرد دارد. حاشیه­های یخچالی در محیط­های همیشه یخبندان سرد بنیان هستند. در این محیط­ها در طول پایه یخچالی شرایط یخبندان مطلق حاکم بوده (برای مثال؛ Boulton 1972)، حاشیه یخچالی را وادار به انباشتگی در محدوده پیشانی یخچالی می­کند. بنابراین حرکت یخ و ذوب سطحی منجر به انباشتگی رسوبات یخچالی در سطح یخچال می­شود. اگر ضخامت این لایه بیشتر از ضخامت لایه فعال محیط باشد (ن.ک به PERMAFROST)، یخ زیر این لایه حفظ شده از فرساب بیشتر جلوگیری می­کند. این یخرفت­های هسته یخی می­توانند طی دوره­های طولانی یخچال­زدایی دوام بیاورند. چنانچه ضخامت لایه فعال افزایش یافته یا مثلاً بوسیله فعالیت­های رودخانه­ای فرسایش یابد، هسته یخی دوب شده و یخرفت­های پشته­ای مجاور پیشانی یخچالی و یک مرز مشخص دور از یخچال را بر جای می­گذارد. یخرفت­های هسته یخی نهشته شده روی زمین­های پرشیب می­توانند به خزش ادامه داده و عوارض شبیه یخچال سنگی[31] را بوجود آورند. چنانچه پیشانی یخچالی منتهی به آب باشد، بخش عمده رسوب جابجا شده در آب حاصل از ذوب یخچالی در مجاورت پیشانی یخچالی نهشته شده و دلتاهای مماس با یخ را بوجود می­آورد. وقتی این دلتاها تا سطح آب آمده باشند نشان دهنده سطح دریا طی مرحله یخچال­زدایی خواهند بود. بویژه طی مراحل آخر یخچال­زدایی س بخش­هایی از یخرودها می­تواند از قمست فعل یخچال­ها جدا شود که این منجر به قطع جریان یخچال شود و به این ترتیب کاهش یخ مرده رخ می­دهد. در این شرایط یخ می­تواند بوسیله مثلاً رسوبات یخرفتی- رودخانه­ای مدفون شود. ذوب شدن این پیکره­های یخی موجب تشکیل عوارض خاص یخ مرده شامل زمین­های پشته­ای نامنظم و دیگچال­ها[32] می­شود. در کلاهک­های یخی سرد آب حاصل از ذوب اغلب در امتداد حاشیه­های یخچالی جریان یافته و آبراهه­هایی را شکل می­دهد که نشانه سطح یخ طی فازهای یخچال­زدایی هستند. انبوه آبراهه­های پی در پی در امتداد دامنه­ها نشان دهنده پایین آمدن سطح یخ و شیب سطح یخچال در طول فازهای مختلف یخچال­زدایی است.
 

عکس33: عکس هوایی مایل، زمین­های اخیراً یخچال­زدایی شده اریکبرین در اسپتیزبرگن شمالی (از Etzelmüller et al. 1996).
 
در صفحات یخی قاره­ای یخ الزاماً منطبق بر موقعیت خط تقسیم ناهمواری زیربنای صفحه یخی تقسیم نمی­شود. در طول یخچال­زدایی خطوط تقسیم آب اغلب پیش از ناپدید شدن کل یخ عاری از یخ می­شود. گاهی اوقات این یخ زهکشی را مسدود کرده و از اینرو دریاچه­های سد یخی شکل می­گیرد که در آبریزهای محلی یا منطقه­ای زهکشی می­شود. رسوبات و عوارض دریاچه­ای مربوطه از قبیل خطوط ساحلی همانند یخرفت­های نهایی شاهد دوره­های یخچال­زدایی هستند. طغیان­های ناگهانی دریاچه­های یخچالی در زبان ایسلندی جاکولهاپ[33] نامیده می­شود. در بسیاری از نواحی کوهستانی مرتفع از قبیل آسیای مرکزی، یخچال­زدایی یخچال­های دره­ای منجر به ایجاد دریاچه بین پیشانی یخچالی و یخرفت­های نهایی می­شود که اغلب دارای هسته یخی هستند. این دریاچه­ها ناپایدار بوده و طغیان­های آن­ها تحت عنوان سیلاب­های طغیانی دریاچه یخچالی (GLOF)[34] مخاطره­ای بالقوه برای دره­ها و سکونتگاه­ها و زیرساخت­های پایین دست به شمار می­آید. همین خطر در مورد وضعیتی که در آن یخچال­های دره­ای زهکشی دره­های کوچک جانبی را مسدود می­کنند نیز وجود دارد.
پژوهش درباره یخچال­زدایی روی مسائل ذیل متمرکز است؛ 1- تعیین زمان شروع یخچال­زدایی، 2- نرخ یخچال­زدایی و 3- تغییر توزیع مکانی پیکره یخی در طول فازهای مختلف یخچال­زدایی. دانشمندان از دیرباز روی مسئله تعیین زمان شروع و نرخ یخچال­زدایی بوسیله سن­یابی عوارض مرتبط با حاشیه­های یخچالی خشکی یا دریایی/ دریاچه­ای (ن.ک به DATING METHODS) و تحلیل توالی رسوبی تشکیل دهنده این عارضه­ها متمرکز هستند. مغزه­برداری از رسوبات دریایی حاشیه­های قاره­ای و حوضه­های اقیانوسی عمیق اطلاعات پیوسته­ای درباره فازهای یخچال­زایی و یخچال­زدایی در طول پلیوستوسن آشکار کرده است (برای مثال؛ Elverhøi et al. 1995). گاهشماری نو یخچال­زایی هولوسن بوسیله تحلیل مغزه حوضه­های رسوبی محلی از قبیل دریاچه­های حاصل از ذوب یخچال­ها مشخص شده است (برای مثال، Karlén 1976). توزیع فضایی پیکره­های یخ در طول فازهای یخچال­زدایی اغلب از طریق تهیه نقشه ژئومورفولوژی عوارض یخچالی در کنار روش­های سن­یابی تعیین می­شود. تشخیص آخرین گستره عمودی یک صفحه یخی در محدوده انباشتگی آن به دلیل نبود عوارض بارز به علت شتاب­های یخچالی پایین و اغلب یخ سرد در زون­های انباشتگی صفحات یخی دشوار می­باشد. اخیراً ظهور سن­یابی با استفاده از ایزوتوپ­های کیهانی ابزاری مناسب در این زمینه شناخته شده است.
یخچال­زدایی به مسئله­ای مهم برای سکونتگاه­ها و توسعه پایدار در محیط­های کوهستانی مرتفع تبدیل شده است. بویژه در بسیاری از نواحی نیمه خشک از قبیل دامنه­های شرقی کوه­های آند و رشته­های کوهستانی آسیای مرکزی یخچال­ها به عنوان ذخایر آب شیرین عمل می­کنند و بنابراین آب حاصل از ذوب یخچال­ها برای آبیاری و تأمین آب مهم است. یخچال­زدایی منجر به افزایش متناوب رواناب می­شود. با این وجود به علت افت این ذخیره آب (یخچال) موجودی آب در بلند مدت کاهش خواهد یافت.
References
Arendt, A.A., Echelmeyer, K., Harrison, W.D, Lingle, C.S. and Valentine, V.B. (2002) Rapid wastage of Alaska glaciers and their contribution to rising sea level, Science 297, 382–386.
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciations, London: Arnold.
Boulton, G.S. (1972) The role of thermal regime in gla- cial sedimentation, Institute of British Geographers. Special Publication 4, 1–19.
Dansgaard, W.E.A. (1993) Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record, Nature 364, 218–220.
Elverhøi, A., Anderson, E.S., Trond, D., Hebbeln, D., Spielhagen, R.F., Srendsen, J.I. et al. (1995) The growth and decay of late Weichselian ice sheet in western Svalbard and adjacent areas based on prove- nance studies of marine sediments, Quaternary Research 44, 303–316.
Etzelmüller, B., Hagen, J.O., Vatne, G., Ødegård, R.S. and Sollid, J.L. (1996) Glacier debris accumulation and sediment deformation influenced by permafrost, examples from Svalbard, Annals of Glaciology 22, 53–62.
IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO/WMO (2001) Glacier Mass Balance, Bulletin No. 6, Haeberli, W., Frauenfelder, R. and Hoelzle, M. (eds) World Glacier Monitoring Service, University of Zurich and ETH Zurich.
Karlén, W. (1976) lacustrine sediments and tree-limitvariations as indicators of Holocene climatic fluctuations in Lappland, northern Sweden, Geografiska Annaler 58A, 1–34.
Kleman, J., Hättestrand, C., Borgström, I. and Stroeven, A.P. (1997) Fennoscandian palaeoglaciology reconstructed using a glacial geological inversion model, Journal of Glaciology 43(144), 283–299.
Meier, M. and Dyurgerov, M. (2002) How Alaska affects the world, Science 297, 350–351.
Nesje, A., Dahl, S.O., Andersson, C. and Matthews, J.A. (2000) The lacustrine sedimentary sequence in Sygneskardvatnet, western Norway: a continuous, high-resolution record of the Jostedalsbreen ice cap during the Holocene, Quaternary Science Reviews 19, 1,047–1,065.
Oerlemans, J. (2001) Glaciers and Climate Change, Lisse: A.A. Balkema.
Siegert, M.J. (2001) Ice Sheets and Late Quaternary Environmental Change, Chichester: Wiley.
Sollid, J.L. and Reite, A. (1983) Central Norway, glaciation and deglaciation, in J. Ehlers (ed.) Glacial Deposits in North-west Europe, 41–59, Rotterdam: Balkema.
 
A.S. GOUDIE (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DELL- دل
دره­های کوچک بالادست رودخانه که مشخصاً مسدود با رسوب و باتلاقی هستند. دل­ها همواره در رأس تنگه­های عمیق سطوح فلاتی تشکیل شده و ممکن است مشابه دامبوها[35] باشند. روی مساه­سنگ­های فلات وارونورای نیو ثاوث ویلز استرالیا دل­های چشمگیری شکل گرفته است (Young 1986). این عوارض همچنین در بسترهای ائوسن نیو فارست جنوب انگلستان شناخته شده­اند که در آنجا این دره­ها می­توانند منشأ پیش از یخچالی داشته و شاخه­های فرعی دره­هی خشک کوچک را شکل بدهند (Tuckfield 1986).
References
Tuckfield, C.G. (1986) A study of dells in the New Forest, Hampshire, England, Earth Surface Processes and Landforms 11, 23–40.
Young, A.R.M. (1986) The geomorphic development of dells (upland swamps) on the Woronora Plateau, N.S.W., Australia, Zeitschrift für Geomorphologie NF 30, 317–327.
 
A.S. GOUDIE   (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DEMOISELLE - دودکش جن
اصطلاح فرانسوی بکار رفته برای توصیف ستون زمینی سوزنی شکل متشکل از سنگ فرسایش یافته با کلاهکی از یک تخته سنگ بزرگ. توده کلاهکی معمولاً مقاومت بیشتری نسبت به مواد زیرین داشته و بنابراین موجب حفاظت از آن در مقابل فرسایش (غالباً آبی) شده و همچنین به حفظ استحکام عمودی آن کمک می­کند. دمویزل­ها معمولاً در نواحی آلپی متشکل از برش­های آتشفشانی به شدت هوازده یا تیل­های یخچالی مشاهده می­شوند. این اصطلاح مشتق شده از واژه فرانسوی ،دوشیزه جوان، است و معمولاً در سراسر آلپ­های فرانسه بکار می­رود. اصطلاح cheminée de fees (دودکش جن) نیز همواره به جای دمویزل بکار می­رود، در حالیکه مترادف آمریکایی آن Hoodoo است.
STEVE WARD  (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DENDROCHRONOLOGY - گاهشماری درختی
گاهشماری درختی مطالعه حلقه­های درختی سالانه است که در آن بررسی­ها مبتنی بر اندازه­گیری تغییرات عرض حلقه­ها در اثر تغییرات اقلیمی و محیط در زمان تشکیل آن­ها است. تعداد حلقه­ها و عرض آن­ها زمان تقویمی دقیق سال­های شکل­گیری حلقه­ها و مبنای کاربردهای پژوهشی مختلف را فراهم می­آورد.
از جمله شاخه­های مشمول این کاربردهای عبارتند از؛ اقلیم­شناسی درختی، باستان شناسی درختی، پژوهش­های تاریخ هنر، تاریخ، بوم­شناسی درختی و شاخه­های مرتبط با ژئومورفولوژی درختی، یخچال­شناسی درختی، هیدرولوژی درختی، برف­شناسی درختی (پژوهش­های برف و یخ)، آتش­شناسی درختی (آتش­سوزی­ها) و لرزه­شناسی درختی. گاهشماری حلقه­های درختی برای تنظیم مقیاس زمانی رادیوکربن نیز کاربرد دارد.
داگلاس (Douglass) پتانسیل حلقه­های درختی را برای تحلیل­های اقلیمی در 1919 مورد بحث قرار داد ولی تا سال 1953 با کشف کاج­های 4 هزار ساله بریستلکون[36] این تکنیک چندان مورد توجه واقع نشده بود. تا اواخر این قرن با انطباق الگوهای عرض حلقه­های درختی زنده و درختان مرده گاهشماری­های تا حدود 10 هزار سال را پوشش داده وگاهشماری درختی در سراسر جهان با وجود محدودیت این روش در مناطق گرمسیری برای پژوهش­های تغییر اقلیم بکار رفت.
روش­های مورد استفاده در این تکنیک شامل استخراج برش از ساقه یا روش رایج­تر و کم آسیب­تر جمع­آوری مغزه­های چوبی با مته 5 میلیمتری است. این مغزه­ها معمولاً به یک پایه چوبی چسبانده می­شود بطوری که جهت لایه­ها عمود بر این پایه است و جلا زده می­شود تا ساختار حلقه­ها برای اندازه­گیری عرض آن­ها به راحتی دیده شود.
مغزه­گیری موجب آسیب مکانیکی شده و بنابراین کسب اجازه پیش از نمونه­گیری ضروری است و هر چیزی که مانند الوار ارزشمند باشد نباید از آن مغزه­گیری نمود. با این وجود، درختان سوراخ­ها را ترمیم کرده و اغلب مواد ضد کشنده قارچ ترشح می­کنند که عموماً آسیب را محدود می­کند؛ آسیب­ها رشد موضعی را شدت بخشیده و سوراخ­ها طی چند سال ترمیم می­شوند. مطالعات نشان داده که سوارخ مغزه باید آزاد گذاشته شده و نباید با چیزی مسدود شود زیرا این موجب ایجاد موجودات بیگانه شده و مانع فرایند ترمیم می­شود.
یک حلقه درختی سالانه معمولاً دو مرحله رشد دارد. مخروطی­ها در آغاز فصل رویش و رشد سلول­های چوبی اولیه بزرگ کمرنگ با دیواره نازک را بوجود می­آورند و با نزدیک شدن به انتهای فصل بیش از پیش سلول­های چوبی تازه کوچک تیره با دیواره ضخیم را شکل می­دهند. درختان سخت چوب انواع اشکال حلقه­ها را دارند. درختان سالم و شکوفا حلقه­های هم مرکز با عرض­های تقریباً برابر را ایجاد خواهند کرد در حالیکه الگوی حلقه­های درختان معیوب غیر هم مرکز خواهد بود و حلقه­های درختی باریک با رشد متغیر خواهند داشت. درختان روی دامنه­ها دائماً خمیده بوده و تنه اصلی گونه­های برگریز به سمت پایین جابجا شده و تنه اصلی مخروطی­ها به طرف بالای دامنه کشیده می­شود (نکته­ای که هنگام مغزه­گیری از درختان خمیده باید مدنظر قرار گیرد).
مسائل مرتبط با این تکنیک جدا از مسائل ناشی از بی­قاعدگی­های رشد، بواسطه رشد غیریکنواخت سلول­ها در اثر شرایط مختلف می­باشد و در ضمن وقفه یا وقوع شکل­گیری عادی سلول­ها تنها در قسمتی از تنه منجر به نبود حلقه­ها می­شود. از طرفی یخبندان و خشکسالی یا سایر رویدادهای مانع رشد منجر شونده به سلول­های تیره موجب شکل­گیری حلقه­های کاذب می­شود که رشد عادی بعدی پیش از رشد چوب تازه تیره واقعی نشان دهنده پایان فصل رویش می­باشد. این پیچیدگی­ها را می­توان بوسیله سن­یابی تطبیقی[37] تسهیل نمود.
سن­یابی تطبیقی با تطبیق عرض حلقه­های نمونه با استفاده از آزمون­های چشمی و آماری حاصل می­شود. در این روش معمولاً حداقل دو مغزه از هر درخت گرفته می­شود بطوری که بتوان آن­ها را برای بررسی حلقه­های مفقوده یا کاذب سن­یابی تطبیقی نمود و هر جا که هیچ نوع حلقه­ای وجود نداشته باشد از شعاع­ها میانگین گرفته می­شود تا رشد متوسط سالانه حلقه بدست آید. سپس نمودارهای میانگین­های مربوط به هر کدام از درختان مقایسه سن­یابی تطبیقی شده و یک نمودار اصلی برای محدوده مورد نظر تهیه می­شود.
عمق نمونه (تعداد درختان نمونه­گیری شده) در گذر زمان تغییر خواهد کرد که این کیفیت گاهشماری را تحت تأثیر قرار می­دهد. در نتیجه هر جا که کمتر از سه درخت برای پشتیبانی از منحنی میانگین وجود داشته باشد گاهشماری­ها ناقص بوده و در مورد نتایج اقلیمی معتبر منحنی­ها باید دربردارنده حداقل مطلق ده درخت در محل باشند ولی تعداد 30 درخت یا بیشتر مطلوب است. جایی که عمق نمونه حائز اهمیت است این اطلاعات باید روی نمودارهای عرض حلقه­ها گنجانده شود.
تکنیک مورد بحث بواسطه ظهور پردازش کامپیوتری که رقومی کردن اندازه­گیری­های عرض حلقه­ها، ترسیم سریع و مقایسه نمودارها، اعمال سریغ آمارهای چند متغیره و چگالی سنجی رادیویی تراکم چوب را مقدور می­ساخت متحول شد. چگالی سنجی رادیویی مبتنی بر تحلیل اشعه ایکس تغییرات تراکم سلول­ها است و بویژه در مطالعات اقلیمی با هدف برجسته­نمایی واکنش­های حساس تراکم سلول­ها به تغییرات دمایی کاربرد دارد. این روش همچنین برای تحلیل رشد گونه­های گرمسیری بکار می­رود چرا که این گونه­ها به جای تشکیل همیشگی حلقه­های درختی ممکن است زون­های رشد منعکس کننده پرآبی یا خشکسالی نامنظم را بوجود آورند.
پیش از ورود کامپیوتر به این عرصه، اندازه­گیری­ها با دست انجام شده و یکی از شیوه­های سن­یابی تطبیقی استفاده از ،ترسیم کالبد [درخت]، بر مبنای شمارش حلقه­ها، سنجش چشمی درصد نسبی عرض حلقه­ها و تعیین سال­های رویداد بود. نمودارهای کالبد سن­یابی و خلاصه­ای دیداری از اثرات رویدادهای زیست­محیطی را بدون نیاز به اندازه­گیری دقیق عرض حلقه­ها را فراهم می­سازند. جایی که ارزیابی سریع تعداد محدودی نمونه ضرورت داشته باشد، این روشی مفید برای نشان دهنده رویدادهای بزرگ و روندهای رشد خواهد بود.
جدا از اثرات رویدادهای ناگهانی بر رشد درختان، در اثر تغییرات تدریجی اقلیم رشد درختان با تغییرات تدریجی مواجه شده یا با مسن شدن درخت دچار کاهش طبیعی می­شود. اثر کاهش طبیعی عرض حلقه­ها معمولاً با استانداردسازی (روند زدایی) عرض حلقه­ها با استفاده از فنون مختلف کنار گذاشته می­شود. استانداردسازی جدا از حذف روندهای سن درختان، ضمن حذف روندهای اقلیمی نشان داده شده از طریق میانگین­های داده­های متوسط عرض حلقه­ها بر سال­های رویداد تأکید می­کند.
Further reading
Cook, E.R. and Kairiukstis, L.A. (eds) (1990) Methods of Dendrochronology: Applications in the Environmental Sciences, Dordrecht: Kluwer Academic Publishers.
Esper, J. and Gartner, H. (2001) Interpretation of treering chronologies, Erdkunde 55, 277–288.
Schweingruber, F.H. (1989) Tree Rings: Basics and Applications of Dendrochronology, Dordrecht: Kluwer Academic Publishers.
Schweingruber, F.H., Eckstein, D., Serre-Bachet, F. and Braker, O.U. (1990) Identification, presentation and interpretation of event years and pointer years in dendrochronology, Dendrochronologia 8, 9–38.
 
VANESSA WINCHESTER                     (ترجمه: سیدجواد حسینی)
DENDROGEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی درختی (گاهشناسی درختی)
ژئومورفولوژی درختی مبتنی بر تحلیل رشد سالانه حلقه­های درختان یا گیاهان چوبی و اشکال رشد آن­ها است. این شاخه برای بررسی جنبه­های مکانی و زمانی فرایندهای سطح زمین که در طول هولوسن در مقیاس زمانی سالانه یا قرن فعالیت داشته­اند بکار می­رود.
تکنیک مورد بحث کاملاً وابسته به اقلیم­شناسی درختی بوده و تا حد زیادی از همان روش­های مربوط به گاهشماری درختی استفاده می­کند. کاربردهای این تکنیک شامل تعیین نرخ تغییر و فراوانی رگبارها، سیلاب­ها، طغیان­های دریاچه­ای، تغییرات آبراهه­ها، یخبندان­ها و زبانه­های یخی، حرکات یخچالی، بهمن­های برفی (ن.ک به AVALANCHE, SNOW) حرکات توده­ای و آتش­سوزی­ها و نشان دادن روابط رویدادها با اقلیم است. علاوه بر این، حلقه­های درختی می­تواند بایگانی رویدادهای غیرمرتبط با اقلیم از قبیل فوران­های آتشفشانی، زمین­لرزه­ها و سونامی­ها، مدیریت محیط زیست، فشردگی خاک، تغییرات سفره آب، تغییرات آلودگی و ورود آب­های شور را فراهم آورد.
روش­های مورد استفاده از ژئومورفولوژی درختی متفاوت از روش­های مربوط به گاهشماری درختی شامل مطالعات سن، کالبد شناسی، ریخت­شناسی و ساختار ریشه، ساقه­ها و تاج درختان می­باشد. الگوی حلقه ریشه­ها برای تعیین زمان رسوبگذاری یا فرسایش رسوب قابل بکارگیری است. درختان با ایجاد ریشه­های نابجا (فرعی) به افزایش عمق خاک پاسخ داده، جابجایی خاک موجب خمیدگی ساختار ریشه­ها می­شود و فرسایش موجب آشکار شدن ریشه­ها می­شود. تعداد حلقه­ها زمان وقوع ساختارهای ریشه، خمیدگی­ها و سن قسمت سطحی تنه را مشخص می­کند در حالیکه سن و فاصله بین این اجزاء مقیاس رویدادها را نشان می­دهد. الگوهای غیر هم مرکز حلقه­ها جایی شکل می­گیرد که بخشی از ریشه­ها آشکار شده یا فرسایش آن­ها را به نزدیک سطح آورده باشد. تغییرات الگوها با حمایت تغییرات ساختارهای سلول­ها قابل سن­یابی است. پیش از نمونه­گیری از ریشه­های مدفون یا آشکار شده باید همه ویژگی­های مربوطه از قبیل موقعیت و جهت سیستم ریشه­های اصلی و فرعی (نابجا)، فاصله تا سطح زمین، پوشش گیاهی و نوع خاک ثبت شود.
تنه­های تغییر شکل یافته بواسطه تغییرات محلی الگوهای غیر هم مرکز را بوجود می­آورد. صفحات یا مغزه­های گرفته شده هم در جهت فشار و هم در زوایه درست زمان شروع غیر هم مرکز شدن را مشخص کرده و جهت الگوها اطلاعات مربوط به جهت تغییرات را فراهم می­آورد. آسیب­های وارده به تنه یا ریشه جای آسیب با رشد محلی تشدید یافته را ایجاد می­کند. مغزه گرفته شده از محدوده آسیب ندیده نزدیک جای آسیب (ولی با اجتناب از بافت تجدید شده) تعداد سال­های سپری شده بعد از آسیب را نشان خواهد داد.
توسعه تاج درختان اطلاعات مربوط به رقابت، وقایع باد و طوفان، پوشش برف و سلامتی درخت را فراهم می­آورد.
جایی که سن سطحی مد نظر باشد مسائل اصلی ژئومورفولوژی درختی تعیین سن کلی درخت و طول زمان صرف شده برای استقرار درخت در یک سطح به تازگی آشکار (برهنه) شده است. شمارش حلقه از روی مغزه­ها تنها سن درخت بالای نقطه مغزه­گیری را نشان داده و بنابراین برای تعیین سن کلی باید تعداد سال­های رشد زیر این قسمت مشخص شود که یکی از روش­های مربوطه بریدن صفحه از تنه نزدیک سطح زمین تعدادی درخت کوچک در حال رشد در طیفی از محیط­های خرد محلی و ارتباط دادن ارتفاع درختان با سن آن­ها و محاسبه رشد متوسط برای بدست آوردن نسبت ارتفاع برای آن محل است. بررسی زمان نشاء یا نوبوم­گیری (استقرار) مستلزم مبنای سن­یابی دیگری است.
 Further reading
Gartner, H., Schweingruber, F.H. and Dikau, R. (2001) Determination of erosion rates by analysing structural changes in the growth pattern of exposed roots,
Dendrochronologia 19, 81–91.
Schweingruber, F.H. (1996) Tree Rings and Environment Dendroecology, Berne: Paul Haupt.
Strunk, H. (1997) Dating of geomorphological processes using dendrogeomorphological methods,
Catena 31, 137–151.           
Winchester, V. and Harrison S. (2000) Dendrochronology and lichenometry: an investigation into colonization, growth rates and dating on the east side
of the North Patagonian Icefield, Chile, Geomorphology 34, 181–194.
 
VANESSA WIN CHESTER                   (ترجمه: سیدجواد حسینی)            
 
[1] - Isothermal Plateau Fission Track Dating
[2] - Luminescence
[3] - Thermoluminescence
[4] - Optically Stimulated Luminescence
[5] - Electron Spin Resonance
[6] - Lahar
[7] - Mudflow
[8] - Liquefaction
[9] - Shear Deformation
[10] - Macrostructure
[11] - Slurry
[12] - Deep-Seated Gravitational Slope Deformation
[13] - Graben
[14] - Regolith
[15] - Saprolite
[16] - میدان
[17] - درنا
[18] - St Austell
[19] - Laterite
[20] - Cratonic
[21] - Anastomosing
[22] - Siderolithic Facies
[23] - Continental Teinal
[24] - Barreiras Formation
[25] - Armouring & Stone Pavement
[26] - Pans & Yardangs
[27] - Ablation
[28] - Mass Balance
[29] - Equilibrium Line Altitude
[30] - DeGeer
[31] - Rock Glacier
[32] - Kettles & Kettle Holes
[33] - Jokullhaup
[34] - Glacier Lake Outburst Floods
[35] - Dambo
[36] - Bristlecone
[37] - Crossdating
دفعات مشاهده: 56 بار   |   دفعات چاپ: 8 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.104 seconds with 885 queries by yektaweb 3506