[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 Estuary تا Extraterrestrial ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
ESTUARY -  خور (خلیج دهانه­ای)
خورها اکوسیستم­های منحصر به فردی هستند که زمین­های مناسبی جهت تخم گذاری و تولید مثل برای بسیاری از موجودات زنده و ایستگاه­های تغذیه برای پرندگان مهاجر را فراهم می­آورند،. خورها فیلترهای طبیعی برای حفظ کیفیت آب محسوب می­شوند. این اکوسیستم­ها به خاطر کشتیرانی و قایقرانی، زیستگاهی، حفاظت از فرسایش، تفریح، استخراج مواد معدنی و دفع مواد زائد برای انسان­ها مهم و ارزشمند هستند. بطورکلی، خلیج­های دهانه­ای، نواحی لحاظ می­شوند که در آن آب شور اقیانوس­ها با آب شیرین حاصل از زهکشی زمین ترکیب می­شود، اما معانی زیادی برای این کلمه وجود دارد (Perillo, 1995 را ببینید) که مجموعه­ای از فرایندهای فیزیکی و بیولوژیکی را نشان می­دهد. خلیج­های دهانه­ای ممکن است بر اساس معیارهای بسیار زیادی، شامل شرایط درون رفت (Cooper, 2001)، مرحله پیشرفت و درجه پرشدگی (Roy 1984)، ژئومورفولوژی (Pritchard, 1967; Fairbridge, 1980)، حدود جزرومدی (Hayes, 1975)، لایه­بندی عمودی و ساختار شوری (Cameron and Pritchard, 1963) طبقه­بندی و یا تعریف شده باشند. همه این معیارها بر تحول و سیر تکامل خلیج­های دهانه­ای و طبیعت حمل رسوب و جانداران (زیوگان) این پهنه تاثیر­گذار است. رایج­ترین تعریف از کامرون و پریچارد[1] (1963: 36) ارائه شده است که خلیج دهانه­ای را به عنوان «یک پیکره ساحلی نیمه محصور در آب که ارتباط مستقلی با دریای آزاد دارد و در این مکان آب دریا به طور قابل ملاحظه­ای با آب شیرین حاصل از زهکشی زمین رقیق شده است»، تعریف می­کنند. مرزهای یک خلیج دهانه­ای می­تواند توسط شوری (دامنه ای از 1/0 درصد در ابتدای خلیج و 30 تا 35 درصد در مدخل آن)، یا رخساره­های رسوبی و فرایندهایی که آنها را شکل می دهند، مشخص گردد. برای مثال، دالریمپل[2] و همکاران (1992) مرز بالایی را به عنوان حد رو به خشکی رخساره­های جزرومدی و مرز پایینی را به عنوان حد رو به دریای رخساره­های دریایی تعریف کرده­اند.
از منظر زمین شناسی، خلیج­های دهانه­ای عصر حاضر عارضه­های جدیدی هستند. این خلیج­ها نتیجه عوامل موروثی (به عنوان مثال سنگ شناسی) می­باشند که پیکربندی حوضه خلیج و نوع رسوب و دسترسی آن را تحت تاثیر قرار می­دهند؛ عوامل کنترلی کلان مقیاس نظیر آب و هوا و افزایش سطح آب دریا؛ مواردی مثل میزان تخلیه و طغیان رود را متاثر می­سازند، و فرآیندهای موقت معاصر (موج، جزرومد و رودخانه)، بر هیدرودینامیک و جابجایی رسوب تاثیرگذار هستند. موقعیت خلیج­های دهانه­ای منتج از افزایش نوسانات سطح آب دریا است، با ارتفاع گرفتن سطح آب دریا در یا بالای سطوح فعلی در طول دوره­های بین یخچالی و حداکثر تا 150 متر زیر سطوح فعلی در طول دوره­های یخچالی می­باشد. خلیج­های دهانه­ای عصر حاضر نتیجه افزایش سطح آب دریا و آب گرفتگی زمین­های پست ساحلی به دنبال دوره یخچالی اخیر که تقریباً 6 هزار سال قبل شروع شد، می­باشند. تاریخ سطح دریای منطقه­ای اخیر، هم پایین آمدن و هم بالا آمدن سطح دریا را از سطوح ثابت فعلی نشان داده است.
 
طبقه­بندی (Classification)
خلیج­های دهانه­ای به طور وسیع می­توانند به دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده، سواحل فیورد، محصور و آنهایی که توسط گسلش یا فرونشست محلی شکل گرفته­اند، طبقه­بندی شوند (Pritchard, 1967; Fairbridge, 1980). خلیج­های دهانه­ای دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده در امتداد خط شرقی آمریکا (یعنی خلیج دلاوارد[3] و خلیج چساپیک[4]) و در انگلستان (یعنی خلیج­های دهانه­ای تامس و مرسی[5])، فرانسه (یعنی سینه[6]) و در استرالیا (یعنی خلیج باتسمان[7]) وجود دارند. رودخانه­ها در طول دوره یخچالی اخیر دره­های V شکل عمیقی را در اثر سایش ایجاد کرده­اند، که متعاقباً هنگام ذوب شدن صفحات یخی، باعث بالارفتن سطح آب دریا شده، به زیر آب رفته­اند. شکل پلان و برش عرضی خلیج­های دهانه­ای اغلب مثلثی و قیفی شکل می­باشد. در سیستم­هایی که میزان رسوب­گذاری کمتر از میزان افزایش سطح آب دریا است، توپوگرافی دره رودخانه حفط می­شود. خلیج­های دهانه­ای محصور تاریخچه زمین شناسی شبیه به دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده دارند (نتیجه شکاف یخچالی و آب گرفتگی بعد از آن توسط افزایش سطح دریا)، اما حمل رسوب دریایی اخیر (سواحل طولی یا عرضی) باعث ایجا یک سد یا زبانه­ای در عرض دهانه خلیج می­شود. ورودی این دهانه در مقایسه با خلیج­های دهانه­ای کم عمق که پشت سد به وجود آمده­اند نسبتاً کوچک است. در بعضی موارد ممکن است این سد محدود به جابجایی آب بین اقیانوس و خلیج دهانه­ای، به جز در طول مدهای طولانی باشد. نمونه­هایی از این نوع خلیج­های دهانه­ای را می­توان در آمریکا (یعنی خلیج موبایل[8] و پاملیکوساند[9]) و در استرالیا (یعنی خلیج­های کلارنس و ناروما[10]) مشاهده نمود. فیوردها دره­های U شکل حفرشده توسط یخچال هستند که متعاقباً در اثر افزایش سطح آب دریا به زیر آب رفته­اند. بیشتر فیوردها یک تیغه سنگی کم عمق نزدیک دهانه دارند که یک حوضه دهانه­ای را شکل می­دهد. خلیج­های دهانه­ای از نوع فیورد در عرض­های جغرافیایی بالا (یعنی فیورد اوسلو[11]، نروژ و پاگت سوند[12]، ایالات متحده آمریکا) مشاهده می­شوند. برخی خلیج­های دهانه­ای در دره­هایی شکل می­گیرند که توسط فرایندهایی چون گسلش (یعنی خلیج سان فراسیسکو[13]، ایلات متحده آمریکا) یا فرونشست بوجود آمده­اند.
خلیج­های دهانه­ای در محیط­های جزرومدی کوچک، متوسط و کلان مقیاس واقع شده­اند. ریخت­شناسی شکل پلانی آنها یک کنترل کننده مهم روی نوسان دامنه جزرومدی و بزرگی جریان جزرومد در داخل خلیج دهانه­ای می­باشد (Nichols and Biggs, 1985). همگرایی خلیج­های دهانه­ای مجاور یکدیگر باعث می­شود موج جزرومد به صورت جانبی متراکم شود. در صورت عدم وجود سایش بستر، دامنه جزرومد افزایش خواهد یافت. با وجود سایش نیز، دامنه جزرومد کاهش خواهد یافت. ارتباط بین همگرایی و سایش، فراوانی یا بزرگی دامنه جزرومد در خلیج­های دهانه­ای را کنترل می­کند. در شرایطی که همگرایی بزرگتر از سایش باشد دامنه جزرومدی و شدت جزرومد به سمت دماغه خلیج افزایش می­یابد (خلیج­های فرا هماهنگ). در شرایطی که همگرایی کوچکتر از سایش باشد دامنه جزرومد در امتداد خلیج کاهش می­یابد (خلیج های فرا ناهماهنگ).
 
مورفولوژی (Morphology)
فرایندهای موج، جزرومد و رودخانه، موقعیت رسوب­های رودخانه­ای و دریایی را در خلیج دهانه­ای و ریخت شناسی ته­نشین­های رسوبی را کنترل می­کنند. مدل­های ادراکی شکل­شناسی خلیج­ها، خلیج­های دهانه­ای را بر اساس سهم نسبی این فرایندها طبقه­بندی می­کند (Dalrymple et al., 1992; Cooper, 1993 را ببینید) و تا حدودی برمبنای مطالعات منطقه­ای در مورد رسوب­گذاری و ریخت­شناسی خلیج­های دهانه­ای می‌باشد. این مطالعات، خلیج­های دهانه­ای با جزرومد کلان مقیاس در محدوده جزرومد (Dairymple et al., 1990) و خلیج­های دهانه­ای با جزرومد کوچک مقیاس در محدوده امواج (Roy, 1984) و محدوده رودخانه (Cooper, 1993) را شامل می­شود.
خلیج­های دهانه­ای در محدوده جزرومد در محیط­های جزرومدی کلان مقیاس (دامنه جزرومدی بزرگتر از 4 متر) مشاهده می­شوند. آنها بطور کلی قیفی شکل، با دهانه­های عریض و جریاناتی با سرعت­های بالا هستند. دالریمپل[14] و همکاران (1990) ویژگی­های رسوبی خلیج دهانه­ای رودخانه خلیج آزاد کابکوئید[15]، در کانادا را مشخص نمودند. ماسه­های محوری توسط وجود سدهای ماسه­ای جزرومدی کشیده شده در بخش پائین­تر خلیج که به موازات مسیر جریان غالب امتداد دارند، مشخص می­شود. ماسه‌زارها و کانال­های بهم­تابیده در بخش میانی حوضه واقع شده­اند و یک کانال منفرد در دماغه خلیج دهانه­ای که رودخانه درآن تسلط دارد، استقرار می­یابد. حداکثر جریان­های جزرومدی در قسمت داخلی خلیج دهانه­ای وجود دارد. اندازه رسوبات از مصب رودخانه تا دهانه خلیج کاهش می­یابد. مسیر غالب حمل رسوب، همراه با تجمع در بخش بالاتر در دماغه­ی خلیج دهانه­ای، به سمت خشکی است.
خلیج­های دهانه­ای در محدوده­ی امواج به طور کلی در محیط­های جزرومدی کوچک (دامنه جزرومدی کمتر از 2 متر) دیده می­شوند (Roy, 1984). کلاً این خلیج­ها یک بخش بالایی نزدیک دماغه دارند جایی که محل استیلای فرایندها، رسوبات و سنگ بستر رودخانه است، همچنین دارای یک بخش پایینی نزدیک دهانه هستند جایی که محل استیلای فرایندهای موجی و جزرومدی و رسوبات دریایی است، و یک بخش میانی، که محل تسلط جریان‌های جزرومدی است و در این مکان هم رسوبات رودخانه­ای و هم رسوبات دریای وجود دارد. انرژی بالای موج و جزرومد  در مصب خلیج دهانه­ای می­تواند رسوب را ته­نشین کرده و جابجایی آب بین اقیانوس و خلیج دهانه­ای را محدود نموده و یا بطور کامل مانع آن شود.
خلیج‌های دهانه­ای مختلط جزرومدی موجی (نظیر خلیج­های موجود در محیط­های جزرومدی متوسط با دامنه­ی 4 2 متر) می­توانند پشت جزایر سدی دیده شوند (Hayes, 1975). دلتاها، پیکره­های ماسه­ای حاکم در خلیج­های دهانه­ای جزرومدی متوسط هستند (فرونشینی و سیل) که به وسیله فرایندهای جزرومد ورودی شکل گرفته­اند. درون این خلیج­ها، کانال­های جزرومدی پر پیچ و خم و سدهای باریک و رسوبات باتلاقی وجود دارد.
خلیج­های دهانه­ای محدوده­ی رودخانه، تغییرات خاصی که در رخساره­های پائین دست رودخانه در خلیج­های دهانه­ای محدوده­ی جزرومدی و موجی دیده می­شود، را نشان نمی­دهند و سطوح انرژی در طول محور درۀ رودخانه ممکن است مشابه و یکسان باقی بماند (Cooper, 1993). دامنه خلیج‌های دهانه­ای محدودۀ رودخانه می­تواند از آنهایی که کاملاً توسط فرایندهای رودخانه­ای محصور شده­اند (کانال­های رودخانه­ای) تا آنهایی که بعضی از ورودی­های دریایی را در مصب خود تحمل می­کنند، گسترده باشد.
 
محیط­های ساحلی (Shoreline environments)
خلیج­های دهانه­ای محیط­های ساحلی اغلب در نواحی ایزوله کوچک با جهت­گیری­های متفاوت و تنوع گسترده در ریخت­شناسی، پوشش گیاهی و میزان فرسایش وجود دارند. این تنوع، منتج از تفاوت‌های منطقه­ای در ویژگی­های واکشی، در معرض بادهای غالب و همیشگی، تغییرات در چینه‌نگاری زیرسطحی، توپوگرافی نامنظم به ارث برده از شبکه­های زهکشی، فرسایش تفریقی پوشش گیاهی یا رس، بیرون زدگی­های توربی و باتلاقی در سطوح زیرین و میانی جزرومد، تغییرات کوچک مقیاس در میزان غوطه­ورشدگی، تأثیرات مقدار متغیر رسوب در سازندهای فرسایشی و تأثیرات موانع نسبت به جابجایی رسوب کرانه­ای، نظیر دماغه­ها و خلیج­های کوچک که بخش­های توده­ای را مشخص می­کند، می­باشد (Nordstrom, 1992). تفاوت‌هایی در گرادیان انرژی موج بین خطوط ساحلی با انرژی پائین (بالایی) و انرژی بالا (پائینی) و بین دامنه­هایی با انرژی بالا (رو به باد) و انرژی پائین (باد پناه) در یک خلیج دهانه­ای وجود دارد تا تفاوت­هایی را در نوع محیط­های دهانگاهی و ابعادشان سبب شوند. شوره­زار احتمال دارد در آبرفت­های موجود در نواحی بالایی خلیج دهانه­ای، روی جهت مخالف باد خلیج یا روی جهت موافق باد خلیج در دامنه بادپناه، دماغه­هایی تشکیل شود که حفاظت از امواج شکسته شده را فراهم می­آورد. احتمال دارد که سواحل ماسه­ای در جهات روبه باد خلیج دهانه‌ای تشکیل شوند زیرا انرژی کافی در امواج محلی تولید شده برای فرسایش اشکال ساحلی یا جلوگیری از رشد منطقه­ی بین جزرومدی، وجود دارد.
سواحل ماسه­ای[16] ممکن است بدون پوشش باشند یا تا حدودی پوشش داشته باشند و از ماسه، ریگ یا شیل درست شده باشند. فرایندهای مسلط بازسازی­کننده رسوب روی سواحل ماسه­ای در خلیج­های دهانه­ای معمولاً امواج تولید شده محلی هستند، اگرچه ممکن است امواج اقیانوسی شکسته شده و انکساری وجود داشته باشد. گسترش بهتر سواحل ماسه­ای جایی اتفاق می­افتد که انرژی­های نسبتاً بالای موج، ماسه یا قلوه سنگ­های تثبیت نشده را در معرض سازندهای فرسایشی ساحلی قرار می­دهد. منبع کافی مواد جایی به وجود می­آید که این سازندها، رسوبات یخ رفتی هستند، جریان­های یخچالی غوطه­ور شده­اند، رسوبات رودخانه­ای درشت‌دانه هستند، و ماسه توسط امواج و بادهای اقیانوسی آورده شده باشد، نظیر خطوط ساحلی دهانگاهی دماغه­ها و جزایر سدی. تکوین ساحل ماسه­ای، جایی که زمین مرتفع به سمت آب نسبتاً عمیق برآمدگی دارد، جایی که شکست و افت انرژی موج به واسطه پراکنش در زیر خلیج به حداقل می­رسد، انتظار می­رود. امواج اقیانوسی که وارد خلیج­های دهانه­ای می­شوند معمولاً سواحل ماسه­ای محصور را در خورها به وجود می­آورند. رسوب حمل شده توسط امواج اقیانوسی به درون خلیج دهانه­ای ممکن است باعث تشکیل زبانه‌هایی در دامنه بادپناه دماغه خلیج گردد. سواحل ماسه­ای ایجاد شده توسط امواج درون خلیج­های دهانه­ای، بیشتر در خط ساحلی دندانه­دار (تضریس[17]) رایج هستند، جایی که رسوبات می­توانند فوق­العاده انباشته شوند. دیگر سواحل ماسه­ای جایی ایجاد می­شوند که ماسه در طرف خلیجی سدهایی که خلیج دهانه­ای را محصور کرده­اند، مخصوصاً در پیچ­های شکلزا، سکوهای فراشسته شده روزمینی و تپه­های ماسه­ای طرف اقیانوسی شکل زا، زیاد است (Nordstrom, 1992).
سواحل ماسه­ای ممکن است در طرف خلیجی باتلاق­های فرسایش یافته توسط رسوب درشت­دانه که از زیرلایه فرسایشی دفع شده­اند، تشکیل گردد. سواحل ماسه­ای ممکن است با ایجاد زبانه­هایی که محیط‌های کم انرژی رو به خشکی را شکل می دهد، مقدم و همزمان با رشد باتلاق­ باشند. دو فرایند خط الرأس ساحلی را ایجاد می­کند که ویژگی­های عوارض سواحل ماسه­ای و سواحل باتلاقی را ترکیب می­کند. تورب، زیر لایۀ سواحل باتلاقی را نشان می­دهد، اغلب در بیرون زدگی­های روی سواحل ماسه­ای فرسایشی که نسبت به باتلاق­ها پیشرو هستند، نمایان می­شود. این بیرون زدگی­ها بخاطر وجود مواد ریزدانه که به وسیله رشد رو به بالای باتلاق و تأثیر الزامی پوشش گیاهی به دام افتاده­اند، پایدار هستند.
تپه­های ماسه­ای (DUNE، COASTAL را ببینید) درون خلیج­های دهانه­ای تنها جایی شکل می­گیرند که سواحل ماسه­ای به اندازه کافی وسیع هستند تا یک منبع رسوب قابل دوام و ماندنی را میسر سازند، یا جایی که خط ساحلی به اندازه کافی ثابت است تا برای رشد تدریجی زمان زیادی را در نظر گیرد یا جایی که از فرسایش موج جلوگیری می­کند. انرژی موج برای ممانعت از جابجایی پوشش گیاهی موجود در محیط حد واسط جزرومد بایستی کافی باشد، اما فرسایش نمی­تواند برای اشکال بادی جهت باقی ماندن خیلی بیشتر باشد. جابجایی باد روی ساحل که بین طوفان­های با شدت متوسط بوجود می­آید ممکن است تنها یک پوشش سطحی بادی نازکی را در بالای ساحل پشتی یا سکوی فراشسته شده ایجاد کند.
باتلاق­ها اجزای نیمرخ میان جزرومدی هستند که متأثر از امواج و جریان­های جزرومدی می­باشند، و شباهت­های زیادی به سواحل ماسه­ای دارند، که شامل پتانسیل برای تبادل چرخه­ای رسوب بین قسمت­های بالاتر و پائین­تر مقطع می­شوند و تمایل دارند تا انرژی را بصورتی دفع کنند که تغییر موفولوژیک بلند مدت را مانع شوند (Pethick, 1992). خطوط ساحلی باتلاقی با سواحل ماسه­ای متفاوت هستند بدین صورت که آنها توسط اندازه رسوبات ریزدانه، گرادیان­های پائین و شیب­های پراکنده مشخص می­شوند. به وجود آمدن باتلاق­ها، شبیه سواحل ماسه­ای، بستگی به جایگاه محیطی و نمای خاستگاه آنها دارد که توسط فاکتورهایی نظیر زمین شناسی سنگ بستر، دسترسی به رسوبات و تاریخ افزایش سطح آب دریا تعیین می­شود (Wood et al., 1989). نمونه­هایی از واحدهای باتلاقی مورفولوژیکی متمایز توسط تفاوت­های کلان مقیاس درون خلیج­های دهانه­ای تعیین می­گردد که باتلاق­های آبرفتی، که در حاشیه­های دهانگاهی بالاتر رودخانه­ها ایجاد شده­اند؛ باتلاق­های پنجه-پرتگاهی که بر پایه پرتگاههای ساحلی شکل می­گیرند؛ باتلاق­های پشت مرزی که در پشت جزایر مرزی و دماغه­ها مشاهده می­شوند؛ و باتلاق­های موقتی انتقالی جایی که آب شیرین تورب زارها توسط شوره زار احاطه شده است، را شامل می­شوند (Wood et al., 1989).
رقابت برای ارزش­ منابع انسانی از سواحل خلیج­های دهانه­ای منجر به حذف بسیاری از محیط­های طبیعی شده است. در حال حاضر تبدیل بعضی از محیط­ها (مخصوصاً کف خلیج­ها و باتلاق­ها) شدیداً توسط فرایند کنترل کاربری اراضی در کشورهای زیادی محدود شده است، اما بیشتر خلیج­های دهانه­ای هنوز توسط فعالیت‌های انسانی تهدید می­شوند.
 
References
Cameron, W.M. and Pritchard, D.W. (1963) Estuaries, in M.N. Hill (ed.) The Sea, 306–324, New York: Wiley Interscience.
Cooper, J.A.G. (1993) Sedimentation in a river dominated estuary, Sedimentology 40, 979–1,017.
——(2001) Geomorphological variability among microtidal estuaries from the wave-dominated South African coast, Geomorphology 40, 99–122.
Dalrymple, R.W., Knight, R.J., Zaitlin, B.A. and Middleton, G.V. (1990) Dynamics and facies model of a macrotidal sand-bar complex, Cobequid Bay–Salmon River estuary (Bay of Fundy), Sedimentology 37, 577–612.
Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.R. and Boyd, R. (1992) Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications, Journal of Sedimentary Petrology 62, 1,130–1,146.
Fairbridge, R.W. (1980) The estuary: its definition and geodynamic cycle, in E. Olausson and I. Cato (eds) Chemistry and Biogeochemistry of Estuaries, 1–35, New York: Wiley.
Hayes, M.O. (1975) Morphology of sand accumulation in estuaries: an introduction to the symposium, in L.E. Cronin (ed.) Estuarine Research, Vol. II, 3–22, New York: Academic.
Nichols, M.M. and Biggs, R.B. (1985) Estuaries, in R.A. Davis (ed.) Coastal Sedimentary Environments, 77–186, New York: Springer-Verlag.
Nordstrom, K.F. (1992) Estuarine Beaches, London: Elsevier.
Perillo, G.M.E. (ed.) (1995) Geomorphology and Sedimentology of Estuaries, New York: Elsevier.
Pethick, J.S. (1992) Saltmarsh geomorphology, in J.R.L. Allen and K. Pye (eds) Saltmarshes: Morphodynamics, Conservation and Engineering Significance, 41–62, Cambridge: Cambridge University Press.
Pritchard, D.W. (1967) What is an estuary: physical viewpoint, in G.H. Lauff (ed.) Estuaries, 3–5, Washington, DC: American Association for the Advancement of Science.
Roy, P.S. (1984) New South Wales estuaries: their origin and evolution, in B.G. Thom (ed.) Coastal Geomorphology in Australia, 99–121, New York: Academic.
Wood, M.E., Kelley, J.T. and Belknap, D.F. (1989) Patterns of sediment accumulation in the tidal marshes of Maine, Estuaries 12, 237–246.
N.L. JACKSON                 (ترجمه سید حجت موسوی)
 
ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHPLANATION  
 کنده­کاری (حکاکی)، دشت کنده­کاری شده و دشت زایی توسط کنده­کاری
کلمۀ «کنده­کاری[18]» بطور کلی به معنی پوسیدن یک سطح توسط واکنشگرهای مهاجم است و در ژئومورفولوژی برای توصیف تجزیه تدریجی سنگ که در نیمرخ­های هوازده شده عمیق ایجاد می شود، به کار گرفته می­شود. به ویژه، آن برای موقعیت­هایی که سنگ­ها در مقاومتشان نسبت به تجزیه شیمیایی متفاوت هستند و در نتیجه ضخامت پوسته هوازده بالای فواصل کوتاه شدیداً متغیر است، کاربرد دارد. دفع فرآورده­های هوازدگی عمیق، سطح سنگ بستر را در معرض قرار خواهد داد، که توپوگرافی آن نتیجه مستقیم کنده کاری می باشد، بنابراین آن یک «سطح حکاکی شده» است. در مرحله اولیه توسعه ژئومورفولوژی، هنگامی که تمرکز روی سطوح مسطح شده و دشتگون­ها مقدم بود، سطوح حکاکی شده به عنوان سطوحی با ناهمواری­های نسبتاً کم و به عنوان یک دسته خاصی از یک دشتگون[19] تصور می­شدند، که با تخریب سنگ عمیق گسترده تولید شده توسط کنده کاری پوشش هوازده، ساخته می­شود. برای سطوحی با این خاستگاه، اصطلاح «دشت حکاکی شده»[20] توسط بی. ویلیز[21] و ای.جی. وایلند[22] پیشنهاد شد، که در دهه سال 1930 در آفریقای شرقی به کار گرفته شد. ازاین رو، فرایند موجد دشت حکاکی شده توسط هوازدگی و کنده کاری بعدها به عنوان «دشت­زایی توسط کنده­کاری[23]» شناخته شد.
تأثیر مفهوم کنده­کاری و مسطح شدن با هوازدگی فرسایشی در ژئومورفولوژی عمومی در ابتد، عمدتاً به دلیل تجمع دشت­های فرسایشی با دشتگون­ها، دوری از نواحی منشاء مورد مطالعه، و دستیابی اندک به انتشارات اولیه محدود بود. بنابراین، هیچ کاربردی برای نواحی خیلی گرمسیری (فراحاره­ای) پیشنهاد نشد و دشت­های حکاکی شده به عنوان اهمیت محلی و خاص برای عرض­های جغرافیایی پائین مورد توجه قرار گرفت. پیشنهاداتی برای محدود کردن استفاده از اصطلاح «دشت حکاکی شده» برای نواحیی که سنگ در معرض قرار دارد، یعنی کاملاً توسط فرآورده­های هوازدگی کنده­کاری شده است، با پیشرفت تدریجی و کم اهمیت کلی از مفهوم دشت فرسایشی در ژئومورفولوژی اضافه شد.
وضعیتی که با ورود مقالۀ بودل[24] (1957) شروع به تغییر کرد به دلایل زیادی با ارزش می­باشد، اگرچه اصطلاح «سطح حکاکی شده» خیلی استفاده نشد. اولاً، بودل مشخص کرد که او مفهوم هوازدگی/کنده­کاری را برای تمامی چشم اندازهایی دست نخورده نسبت به نواحی محدود که در آنها اشکال منحصر به فرد وجود دارد، بکار می­برد. دوماً، او پیشنهاد کرد که بیشتر سطح زمین­های بالاآمده در عرض جغرافیایی میانی و بالایی مواریث دشت­های کنده­کاری دوران ترشیاری هستند، و از این رو کاربرد این مفهوم خارج از نواحی گرمسیری (حاره) گسترش یافت. سوماً، او اشاره کرد که انتقال از مرحله­ای که هوازدگی تسلط دارد به مرحله­ای که کنده­کاری مسلط است ممکن بود با تغییرات محیطی بزرگی همراه باشد، که تأثیر عمیقش برای توسعه عوارض زمین تنها بعد شناخته شود. چهارم، این وضعیت در افزایش بهای این مفهوم توسط انجمن ژئومورفولوژی اروپای مرکزی[25] کمک نمود، که کمی بعد از آن در مطالعات تفضیلی بی شماری منعکس شد.
شناخت نقش تعیین کننده هوازدگی عمیق و گسترش پوده سنگ[26] در شکل­دهی اغلب چشم­اندازهای نواحی گرمسیری، که در دهۀ 1960 بدست آمد، منجر به بسط عقاید اصیل ویلند و ویلیز[27] شد، بنابراین انواع متفاوتی از چشم­اندازها توانست توصیف شود. طبقه­بندی پیشنهاد شده، که بعداً توسط خود نویسنده (Thomas, 1989) اصلاح گردید، شامل موارد زیر می­باشد:
  • دشت فرسایشی پوشیده: پوشش هوازده در همه جا موجود است و در واقع سنگ بستر مشاهده نمی­شود. هوازدگی، بطور تدریجی،  سنگ سخت را در کف پوسته فرسایش می­دهد، سطح هوازده که بعداً در معرض دید قرار می­گیرد را قالب­بندی می­کند، اما پوشش همچنان می­تواند باقی بماند.
  • دشت فرسایشی تا حدودی برهنه: از دشت فرسایشی پوشیده تا دفع انتخابی پوسته هوازده و نمایان شدن سطح سنگ بستر گسترده شده است، اما قسمت پوده سنگ اصلی باقی می‌ماند. تناسب نواحی هنوز بوسیلۀ پوده سنگ ممکن است از 10 تا تقریباً 100 درصد متفاوت باشد.
  • دشت فرسایشی برهنه: بیشتر سنگ بستر از زیر پوشش هوازده در معرض دید می­باشد و تنها تکه­های مجزایی از پوده سنگ (کمتر از 10 درصد از منطقه) رها شده­اند. این ویژگی­ها با تعریف بنیادی که توسط وایلند[28] ارائه شده است، مطابقت دارد.
  • دشت فرسایشی مختلط: شامل گروه­های معدودی می­باشد که در آن دره­هایی با شکاف عمیق ممکن است وجود داشته باشد (دشت فرسایشی بریده شده)، یا دفع پوده سنگ توسط پدیمنتاسیون[29] انجام گرفته است (دشت فرسایشی پدیمنتی)، یا نسل جدیدی از پوشش­های هوازده شروع به شکل­گیری می­کند (دشت فرسایشی دوباره هوازده شده).
  • دشت فرسایشی مدفون: نوعی که توسط رسوبات جوان­تر یا جریان‌های گدازه­ای پوشیده شده­اند.
  • دشت فرسایشی از خاک درآمده: نوعی که بعد از تدفین، دوباره نمایان شده است.
مشکل اساسی اصطلاح شناسی ذکر شده است، که سطح برهنه به ندرت یک دشت می‌باشد اما تمایل به نشان دادن تعدادی برجستگی دارد، که جریان­های متفاوتی از هوازدگی فرسایشی را منعکس می­کند (شکل 59 را ببینید). به صورت خاص، اگر سنگ بستر از منظر سنگ­شناسی ساختارهای متنوع یا متغیری داشته باشد، این اتفاق می­افتد، برای مثال ترک­ها، به صورت افتراقی توسط هوازدگی مورد استفاده قرار می­گیرد. در بیشتر نواحی گرانیتی، سطوح برهنه توسط گنبدها، صخره­های بلند، حوضه­ها و توده­های سنگی مشخص می­شوند، و به آنها «دشت­های کنده­کاری شده» گفته می­شود که اصطلاح نامناسب و گمراه کننده­ای می­باشد. بنابراین اصطلاح «سطح کنده­کاری شده» برای کاربرد در هرجایی که برون­ریزی پوسته­های هوازدگی، توپوگرافی متنوعی را نشان می­دهد، پیشنهاد می­گردد.

شکل 59: وابستگی (a) ویژگی­های سنگ بستر و حساسیتشان به (b) هوازدگی انتخابی عمیق، فرسایش ممکن است سطوحی (c) از انواع متعدد، برای نمونه اینسلبرگ نقطه­ای در دشت­ها (میانی) یا چند برجستگی گوژ مانند، نواحی تپه ماهوری (راست) را تولید کند
 
دشت زایی توسط کنده­کاری، و خصوصاً گذار از مرحلۀ هوازدگی به مرحلۀ برهنگی، معمولاً مربوط به تغییرات اصلی بیرونی می­باشد که توسط یک چشم انداز متحمل شده است، همچنین مربوط به تغییر در رژیم تکتونیک یا تغییرات محیطی است. به نظر می­رسد که دشت­های فرسایشی پوششی در طول دوره­های طولانی (بالای 109 سال) شکل گرفته و به وجود آمده­اند، درحالیکه عریان شدگی توسط بالاآمدگی، یا تغییر آب و هوا  به سمت شرایط خشک­تر، شروع شده و در مقیاس­های زمانی خیلی کوتاهتری (105 - 107 سال) انجام گرفته است. از این نظر، آشفتگی­های بیرونی اصلی برای شکل گیری دشت فرسایشی و طبیعت ایستایی سطوح مسطح شده که ممکن است اشاره شده باشد، ضروری هستند. نقص این وضعیت به وسیله شواهد میدانی فعالیت ژئورموفیک ثابت شد، از این رو عقیده «دشت­زایی پویا توسط کنده­کاری» طرح گردید تا بر توسعه مداوم چشم­انداز از طریق هوازدگی فرسایشی و برهنگی تأکید کند (Thomas and Thorp, 1985). نکات کلیدی بیان شده شامل هوازدگی و دفع فرآورده­های آن، پایین آمدن هم میاناب و هم بسترهای دره، انتقال مداوم رسوب، توزیع مجدد و ذخیره موقت فرآورده‌های هوازدگی، و اهمیت اختلالات محیطی کمتر، همزمان با یکدیگر هستند.
از دهۀ 1980 به بعد، با ادامه پیشرفت در مطالعات هوازدگی، مفهوم کنده­کاری جدا از دشت­های مناطق حاره، به دامنه خیلی وسیع­تری از مکان‌ها گسترش یافت. تأکید روی جریان هوازدگی عمیق نسبت به تأکید روی شکل نهایی یک دشت، امکان دیدن پیشرفت ژئومورفیکی بیشتر دامنه­های کوهستانی عرض جغرافیایی پائین از ناهمواریهای ملایمی که توسط هوازدگی فرسایشی متفاوتی ایجاد شده­اند را میسر می­سازد. هوازدگی عمیق توسط حرکت قوی آبهای زیرزمینی، شیب هیدورلیکی تند، الگوی ترک­های فشارشی و خطوط بی­شمار از ضعف در سنگ بستر آسان­تر می­شود، در صورتی که زمین لغزش­ها نقش مهمی در دفع پوده سنگ بازی می­کنند. درک شکل­گیری پوشش­های هوازده ماسه­ای ضخیم (GRUS را ببینید) که می­تواند به طور مؤثری خارج از مناطق حاره اتفاق افتد، راهی را برای تفسیر قلمروهای عرض جغرافیایی میانه تا بالا، تاریخچه دوری از شرایط گرمسیری، مثل سطوح کنده­کاری یا دشت­های کنده­کاری بازکرده است، حتی اگر بیشتر اصطلاحات همیشه مورد استفاده قرار نگیرند (Pavich, 1989; Lidmar-Bergström, 1995; Migon´ and Lidmar-Bergström, 2001).
سال­های متمادی، عقیدۀ در مورد کنده­کاری و دشت­زایی توسط کنده­کاری از شروع یک محض اخص، نوع حاره­ای دشتگون زایی تا وضعیت یک مفهوم خودبخود باز شده است، که از نظر توپوگرافی توجیه کننده هم سطوح پیچیده زمینی و هم کره زمین، تلفیق کننده کنترل­های تکتونیکی و اقلیمی، متصل کننده ژئومورفولوژی فرایندی و تاریخی می­باشد. برخلاف آنچه نام و تاریخ اولیه پیشنهاد می­کند نباید با تمرکز روی توضیح خاستگاه سطوح مسطح شده در نظر گرفته شود. نه اینکه با دیگر تئوری­های تسطیح شدگی رقابت کند، برای نمونه پدیمنتاسیون ابزاری برای برهنگی است. برخلاف آن، کنده­کاری و برهنگی بلند مدت ممکن است منجر به تفکیک و افزایش ناهمواری­ها شود (در بیشتر مکان­ها انجام می­شود). بسته به سنگ شناسی محلی، جایگاه تکتونیکی و تاریخچه محیطی، کنده­کاری بلند مدت ممکن است یک چشم‌انداز ابتدایی را به یک محدوده­ای از توپوگرافی ها، از دشت­ها تا حتی کوهستان­ها، تغییر شکل دهد. بنابراین، این شاهدی از هوازدگی عمیق گذشته یا حال حاضر است که شرطی لازم برای تشخیص یک قلمرو به عنوان یک سطح کنده­کاری شده، و نه هر مجموعه خاصی از لندفرم­ها می باشد.
 
References
Budel, J. (1957) Die ‘doppelten Einebnungsflachen’ in den feuchten Tropen, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 1, 201–1, 228.
Lidmar-Bergstrom, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Migo, P. and Lidmar-Bergstrom, K. (2001) Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic, Earth Science Reviews 56, 285–324.
Pavich, M.J. (1989) Regolith residence time and the concept of surface age of the Piedmont ‘peneplain’, Geomorphology 2, 181–196.
Thomas, M.F. (1989) The role of etch processes in landform development, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 33, 129–142 and 257–274.
Thomas, M.F. and Thorp, M. (1985) Environmental change and episodic etchplanation in the humid tropics: the Koidu etchplain, in I. Douglas and T. Spencer (eds) Environmental Change and Tropical Geomorphology, 239–267, London: George Allen and Unwin.
Further reading
Adams, G. (ed.) (1975) Planation Surfaces Benchmark Papers in Geology, 22.
Bremer, H. (1993) Etchplanation, Review and Comments of Budel’s model, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 92, 189–200.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Twidale, C.R. (2002) The two-stage concept of landform and landscape development involving etching: origin, development and implications of an idea, Earth Science Reviews 57, 37–74.
SEE ALSO: granite geomorphology; inselberg; planation surface; tropical geomorphology.
PIOTR MIGO´N            (مترجم: سید حجت موسوی)  
 
EUSTASY - ائوستازی
مفهوم تغییرات «استاتیک»[30] در سطح دریا، بر جابجایی­های عمودی سطح اقیانوس دلالت دارد که بطور یکنواخت در سرتاسر جهان رخ می­دهد، این پدیده توسط سوز[31] (1909-1885) معرفی شده است. تغییرات جهانی در سطح دریا در حقیقت مبتنی بر ترکیب عواملی (تغییرات در کمیّت آب اقیانوسی، دگردیسی شکل حوضه اقیانوسی، تغییرات در تراکم آب، و تغییرات پویای مؤثر بر جرم آب) است که بطور جهانی، منطقه­ای یا محلی در مقیاس­های زمانی متفاوت عمل می­کند.
کمیّت آب اقیانوسی عمدتاً توسط اقلیم کنترل می­شود، که ممکن است منجر به پیشرفت یا ذوب صفحات یخی قاره­ای بزرگ شود. طبق IPCC (2001)، حجم کنونی یخ­های قاره­ای می­تواند در حدود 29 میلیون کیلومتر مکعب، معادل 70/0 متر عمق آب اقیانوس­ها، تخمین زده شود. در زمان حداکثر توسعه دوره یخچالی اخیر، 20 هزار سال قبل، هنگامی که سطح دریای جهانی در حدود 120 متر پائین­تر از زمان حال برآورد گردید، حجم یخ قاره­ای بایستی بیش­تر از دوبرابر زمان حال بوده باشد.
دالی[32] (1934) بر اهمیت تغییرات سطح دریا و تأثیرات ایزواستاتیک-یخچالی (ISOSTASY را ببینید) توأم با مرحلۀ یخ زدایی اخیر، با بالاآمدگی در نواحی که یخ آنها ذوب شده و فرونشست در کمربند وسیع پیرامون آنها تأکید داشت. در طول دهه­های اخیر، مدل­های ایزواستاتیک جهانی بر پایۀ حجم یخ­ها و عمق آب­های توسعه یافته، اصلاح شده است (برای مثال: Lambeck, 1993; Peltier, 1994)، این نشان می­دهد که تغییرات حجم یخ بر دگردیسی عمودی پوسته زمین دلالت دارد که بصورت منطقه­ای به شدت در حال تغییر است.
مورنر[33] (1976) دوباره مفهوم قدیمی تغییرات ژئوئیدی[34] (زمینواره­ای) را پشتیبانی نمود، و پیشنهاد کرد که جابجایی برآمدگی­ها و فرورفتگی­هایی که توسط ماهواره­ها روی توپوگرافی سطح اقیانوس آشکار شده­اند، می­تواند سبب اختلافات بین نواحی ساحلی در تاریخچۀ نسبی سطح دریایی شود.
اخیراً، تحلیل مشاهدات ماهواره­ای، مخصوصاً توسط توپکس/پوزیدون[35]، نشان داده است که تراز سطح اقیانوس به صورت معنی­داری می­تواند با دمای سطح دریا همبستگی داشته باشد. توپوگرافی سطح دریای بدست آمده، با افزایش تراز دریا در نواحی معین، و کاهش تراز دریا در دیگر مناطق شدیداً متغیر است. اثرات فضایی، که بستگی به دما (و چگالی) کل حجم آب دارد، نیز خیلی متغیر است. تحلیل رفتار پویای توده­های آب و جابجایی آنها نتایج مشابهی را به بار می­آورد.
بنابراین تغییرات تراز دریا[36] یکنواخت نیست، اما در طول مقیاس­های متعدد زمانی و مکانی متغیر می‌باشد. بنابراین تراز دریا ممکن است از مکانی به مکانی دیگر در اقیانوس تغییر کند و حتی بیشتر در نواحی ساحلی، جایی که حرکات هیدروایزواستاتیک توسط عمق آب در فلات قاره کنترل می­شود. خلاصه، اکنون توافق کلی وجود دارد که هیچ منطقه ساحلی موجود نیست که تاریخ محلی تراز دریا می­تواند معرف موقعیت تغییرات ائواستاتیک جهانی باشد. بنابراین، تغییرات جهانی یا هم زمان تراز دریا وجود ندارد، آنها امری انتزاعی هستند.
علی­رغم این شواهد میدانی، مفهوم ائوستازی[37] یک مفهوم منسوخ شده نیست، زیرا برآورد تغییرات جهانی تراز دریا، حتی اگر این برآورد با تقریب­های زیادی بدست آمده باشد، ممکن است کاربردهای بسیار سودمندی در علوم زمین، نسبت به اقلیم، تکتونیک، پالئو محیط، و همچنین تغییرات محیطی آینده نزدیک داشته باشد. اگر پراکندگی­ها و تغییرپذیری­های ائواستاتیک نتواند از داده­های میدانی ساحلی مشخص گردد، برآورد تغییرات در کمیّت آب اقیانوس با استفاده از تحلیل­های زمین-شیمیایی رسوبات دریایی ممکن است. محتوای ایزوتوپ 18 در فسیل شیل فرامینیفرای[38] جمع شده از کف اقیانوس عمیق به درجه شوری و دمای آب دریا در زمان حیات آنها بستگی دارد. اگر گونه­های ته دریایی انتخاب شوند، تغییرات دما به حداقل خواهد رسید و ایزوتوپ 18 عمدتاً به درجه شوری، برای مثال به کمیّت آب شیرین نگه داشته شده در صفحات یخ قاره­ای، بستگی خواهد داشت. چنین محاسبه­ای، برآوردی از تغییرات تقریبی ائواستاتیک را ممکن می­سازد، همراه با فرضیات، و با صحتی که به وضوح نمایی اندازه­گیری­های زمین-شیمیایی، برای مثال، با محدودۀ نامعلوم، برای سطح دریا، به طور تقریبی 10±  متر، بستگی دارد. چنین دقتی، اگر با آنچه که می­تواند در مقیاس محلی از مطالعۀ داده­های ساحلی اولیه بدست آید، مقایسه شود ممکن است نسبتاً ناچیز به نظر آید. علاوه­براین، عوامل تکتونیکی، ایزواستاتیک، فضایی و هیدوردینامیک نادیده گرفته شده­اند. با این وجود، هسته­های اقیانوسی پیوسته، مزیت بزرگی دارند که آنها می­توانند توالی­های طولانی مدت را پوشش دهند، که برآوردهای تقریبی نوسانات ائواستاتیک را برای دوره­های حتی طولانی­تر از کل کواترنر ممکن می‌سازد. بر اساس تئوری نجومی میلانکویچ[39]، تغییرات اقلیمی بزرگ، با چرخه­های نزدیک به 100 هزار سال برای گریز از مرکز مداری، 41 هزار سال برای انحراف مداری و 23 هزار سال و 19 هزار سال برای پدیده انحراف از مسیر، خاستگاه نجومی دارند. سن نوسانات اقلیمی استنباط شده از مغزه­های اقیانوسی، عموماً با دقت خوبی، از طریق درجه­بندی با منحنی­های نجومی منتخب (مثل ایزولاسیون در 65 درجه شمالی) برآورد می­شود.
حتی با اندکی تخمین، نوسانات ائواستاتیک می‌تواند برای ژئومورفولوژیست­های ساحلی سودمند باشد، مثلاً برای کسانیکه در مورد توالی تراس­های دریایی مرتفع تاریخ دار در نواحی بالا آمده مطالعه می­کنند. هر تراس، مخصوصاً اگر از ریف­های مرجانی ساخته شده باشد، می­تواند به عنوان شاهدی در نظر گرفته شود تا آشکار سازد که سطح دریا در حال بالاآمدن است تا زمانیکه که به زمین بالاآمده برسد، و بنابراین با نقطۀ اوج پیشروی تراز دریا مطابقت می­کند. در این حالت، تراز دریا متناسب با کف ثابت اقیانوس می­تواند از هر بخش تاریخی، اگر میزان بالاآمدگی برای آن بخش آشکار شده باشد، بیرون کشیده شود (Chappell and Shackleton, 1986).
برآورد تغییرات ائواستاتیک در طول قرن اخیر بوسیله نویسندگان متعددی، عمدتاً با استفاده از ثبت­هایی با معیار جزرومد، مبادرت شده است. اختلافات برگرفته از روش­های تجزیه و تحلیل متفاوت است که خیلی زیاد باقی مانده­اند (برای یک مرور انتقادی، Pirazzoli, 1993 را ببینید)، به هر حال، برای IPCC (2001) نه برای انتخاب بین افزایش اخیر تراز دریا از 1 میلیمتر در هر سال، یا حد بالاتر از 2 میلیمتر در هر سال، یا یک مقدار متوسط 7/0 میلیمتر در هر سال که مستقل از مشاهدات و مدل­های اجزای افزایشی تراز دریا، می­باشد.
داده­های ماهواره­ای برای محاسبات جهانی معتبرتر از معیارهای جزومدی هستند. طبق Topex/Poseidon، افزایش جهانی تراز دریا می­تواند از 2/0± 5/2  میلیمتر درسال بین ژانویه 1993 و دسامبر 2000 برآورد شود (Cabanes et al., 2001). به هر حال، رخدادهای ال نینو[40]، نوسات معنی­داری را در روند سطح دریا جهانی ایجاد می­کند، و چند دهه از ثبت شده­های اضافی، قبل از یک بررسی معتبر از روند ائواستاتیک کنونی که می‌تواند کم و بیش با اطمینان انجام شود، ضروری می­باشد.
پیش­بینی­های ائواستاتیک برای قرن آینده، براساس مدل­های اقلیمی و سناریوهای انتشار گازهای گلخانه­ای می­باشد. بیشترین برآوردهای اخیر (IPCC, 2001) از افزایش جهانی تراز دریا بین 09/0 تا 88/0 متر در طول دوره­ای از 1990 تا 2100، با یک مقدار متوسط 48/0 متر است. این برآورد شامل تغییر در کمیّت آب اقیانوسی و تأثیرات فضایی، به استثنای حرکات عمودی زمین و تأثیرات هیدرودینامیک، است. بنابراین ممکن است ارتباط خیلی کمی با سطح نسبی دریا داشته باشد که بر پایه منطقه­ای یا در سایت­های انفرادی بدست می­آید.
 
References
Cabanes, C., Cazenave, A. and Le Provost, C. (2001) Sea level rise during past 40 years determined from satellite and in situ observations, Science 294, 840–842.
Chappell, J. and Shackleton, N.J. (1986) Oxygen isotopes and sea level, Nature 324, 137–140.
Daly, A. (1934) The Changing World of the Ice Age, New Haven: Yale University Press.
IPCC (2001) Climate Change 2001: The Scientific Basis, Cambridge (UK) and New York: Cambridge University Press.
Lambeck, K. (1993) Glacial rebound and sea-level change: an example of a relationship between mantle and surface processes, Tectonophysics 223, 15–37.
Morner, N.A. (1976) Eustasy and geoid changes, Journal of Geology 84(2), 123–151.
Peltier, W.R. (1994) Ice age paleotopography, Science 265, 195–201.
Pirazzoli, P.A. (1993) Global sea-level changes and their measurement, Global and Planetary Change 8, 135–148.
Suess, E. (1885–1909) Das Antlitz der Erde, 3 vols, Wien.
Further reading
Pirazzoli, P.A. (1996) Sea-Level Changes – The Last 20,000 Years, Chichester: Wiley.
P.A. PIRAZZOLI           (مترجم: سید حجت موسوی)  
 
EVORSION - تورفتگی فرسایشی
تورفتگی فرسایشی[41]، فرسایش صخره یا رسوبات در یک رودخانه یا بستر جریان، توسط برخورد آب زلال بدون حمل بار معلق می‌باشد. فرایند تورفتگی فرسایشی اغلب منتهی به شکل­گیری چال-آبهایی (چال-آبهای تورفتگی فرسایشی) درون بستر جریان، به واسطه فعالیت­گردابی و حلقه­ای می­شود. فرایندهای غالب مشمول در تورفتگی فرسایشی، فعالیت هیدرولیک و سیال فشارشی هستند.
 
Further reading
Aengeby, O. (1952) Recent, subglacial and laterglacial pothole erosion (evorsion), Lund Studies in Geography, Series A, Physical Geography 3, 14–24.
STEVE WARD          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
EXFOLIATION - لایه برداری (پوسته پوسته شدن در اثر حرارت محیط)  
پوسته پوسته شدن مواد به صورت ورقه­ها یا لایه­ها، اغلب به معنی هوازدگی پوست پیازی یا ورقه­ای به کار گرفته می‌شود. لایه برداری (پوسته پوسته شدن یا فرسایش ورقه­ای)[42] سنگ ناشی از دلایل متفاوتی می­باشد که شامل تخلیه[43]، در معرض آفتاب قرار گرفتن و جذب آب[44] می­باشد (INSOLATION WEATHERING را ببینید). آن فرایندی است که کم و بیش اهمیت کاربردی دارد و برای مثال مورد مهمی در ساخت و ساز جاده، تونل و سد محسوب می­شود، جایی که خاک برداری می­تواند باعث خروج فشار و ایجاد ترک شود (Bahat et al., 1999). لایه برداری (پوسته پوسته شدن فرسایش ورقه­ای) در تنوعی از مقیاس­های فضایی از مقیاس نازک (< سانتیمتر) از تخت سنگ­ها تا شکل مگایی چند متری در اندازه اتفاق می­افتد (Bradley, 1963).

عکس 42: به عنوان برایندی از آزادسازی فشار است که منتج از فرسایش موادی  می­باشد که در سطح گسترش یافته­اند، این گرانیت نزدیک کیل در زیمباوه[45] از شکسته شدن به یک سری از ورقه­های خمیده شده که موازی سطح هستند به وجود می­آید
 
References
Bahat, D., Grossenbacher, K. and Karasaki, K. (1999) Mechanism of exfoliation joint formation in granitic rocks, Yosemite National Park, Journal of Structural Geology 21, 85–96.
Bradley, W.C. (1963) Large-scale exfoliation in massive sandstones of the Colorado Plateau, Geological Society of America Bulletin 74, 519–528.
A.S. GOUDIE          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
EXHUMED LANDFORM - رخساره زیرخاکی (از خاک درآمده)
رخساره­هایی که توسط لایه­های رسوبی یا سنگ­های آتشفشانی پوشیده شده و سپس دوباره نمایان می‌شوند را رخساره­های زیرخاکی (از خاک درآمده)[46] می­گویند. رخساره­های زیرخاکی از دوره­های متفاوت، در سپرهای پره­کامپرین رایج هستند. قدیمی­ترین رخساره­های زیرخاکی در استرالیا، زیر پوشش­های دوره پروتروزوئیک دیده می­شوند. سطوح هموار، اغلب از زیر سنگ­های پالئوزوئیک پائینی در سپرهای بالتیک و لورنشین[47] بیرون آمده­اند، درحالیکه سطوح تپه ماهوری هوازده فرسایشی کم یا زیاد (عمیقاً هوازده) از زیر سنگ­های ژوراسیک یا کرتاسه در مینزوتا[48]، آمریکا تا قسمت­هایی از سواحل غربی گرینلند و در سودان جنوبی امتداد دارند. برجستگی­های تپه ماهوری رسوبات نئوژن در جنوب لهستان نیز از نوع رخساره زیرخاکی هستند. سطوح یخچالی صیقلی بیرون آمده از زیر لایه پره­کامبرین بالایی در نورژ شمالی، لایه اُردوویسین در صحرا، و لایه پرمین در قاره­های گاندوآنا ادامه دارد. عوارض پالئوکارستی بیرون آمده از زیر لایه کربونیفر در کانادای شرقی و در جنوب آلمان، رخساره زیرخاکی هستند، آنها کوپنالب[49] را تشکیل می­دهند که از زیر یک پوشش کرتاسه­ای بیرون آمده است. رخساره­های زیرخاکی اطلاعات مهمی را در مورد فرایندهای مربوط به زمان گذشته نشان می­دهند و شناخت آنها برای تفسیر درست چشم­اندازهای عصر حاضر ضروری است. سطوح عریان شده زیرخاکی اغلب برای مطالعات بالاآمدگی و فرسایش سنوزوئیک، شواهد ژئومورفیک مهمی هستند.
 
Further reading
Ambrose, J.W. (1964) Exhumed palaeoplains of the Precambrian shield of North America, American Journal of Science 262, 817–857.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. (1980) Cratonic erosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
Lidmar-Bergstrom, K. (1996) Long term morphotectonic evolution in Sweden, Geomorphology 16(1), 33–59.
Migon, P. (1999) Inherited landscapes of the Sudetic Foreland (SW Poland) and implications for reconstructing uplift and erosional histories of upland terrains in Central Europe, in B.J. Smith, W.B. Whalley and P.A. Warke (eds) Uplift, Erosion and Stability: Perspective on Longterm Landscape Development, Geological Society London Special Publications, 162, 93–107.
Peulvast, J.-P., Bouchard, M., Jolicoeur, G. and Schroeder, J. (1996) Palaeolandforms and morphotectonic evolution around the Baie de Chaleurs (eastern Canada), Geomorphology 16(1), 5–32.
KARNA LIDMAR-BERGSTROM          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
EXPANSIVE SOIL - خاک قابل انبساط 
اغلب خاک­های رُسی یک تغییر حجمی را در زمان مرطوب بودن و خشک شدن متحمل می­شوند. خاک­هایی با کانی­های رسی نسبتاً غیرفعال، نظیر کائولینیت[50]، تنها یک تغییر حجمی نسبتاً کمی را تولید می­کنند؛ اما خاک­های دارای کانی مونت­موریلونیت[51] و دیگر کانی­های اسمکتیت[52]، می­توانند تغییرات قابل توجهی از حجم را داشته باشند؛ با مرطوب شدن، حجم آن زیاد و با خشک شدن، حجمش کم می­شود. این باعث مشکلات ساختاری گسترده بخاطر آسیب رساندن به ساختمان­ها و دیگر بناها می­شود، اما اغلب برای بعضی عوارض ژئومورفولوژیکی نظیر گودال­های هندوانه­ای شکل[53] بحساب می­آید.
ذرات رسی در خاک­ها حامل بارهای الکتریکی هستند، و این بخاطر ارتباط دلچسب آنها با آب است. ذرات کانی رس تمایل به باردارشدن با بار منفی و جذب یون­های مثبت[54] در آب خاک را دارند. این یون­های مثبت هیدراته هستند زیرا انتهای منفی مولکول آب قطبی شده، به یون باردار جذب می­شود. بنابراین، از طریق فعالیت یون­های مثبت، کانی­های رُسی آب را جذب می­کند، و این در سیستم­های رسی به ویژگی شکل­پذیر برمی­گردد. این از طریق شاخص شکل­پذیری IP[55] اندازه­گیری می­شود، شاید در حدود 20 برای کائولینیت­ها، ایلیت­ها و کلوریت­های غیرفعال، که کم است، اما برای کانی­های مونت­موریلوونیت شاید بالای 200 باشد. سیستم­های دارای شاخص شکل­پذیر بالا در خاک­های قابل انبساط غالب هستند. ساختار مونت­موریلوینت چنان هست که آب بین لایه­های رسی وارد می­شود و نیروی متورم شدن قابل توجهی را تولید می‌کند. این فشار بالاآمدگی در رس­های مونت­موریلوینت مختل نشده می­تواند تا 1/0 6/0 MNm2 باشد. این فشارهای قابل انبساط به راحتی متجاوز از بارهای بکار گرفته شده توسط ساختمان­های کوچک مثل خانه‌های تک خانواری و مدارس یک طبقه می­باشد. این به ساختمان­های کوچک صدمه می­رساند؛ که هزینه­های زیادی بخاطر خاک قابل انبساط به بار می­آورد. در آمریکا هزینه­هایی بالغ بر 2 بیلیون دلار در سال ذکر شده است. این در حدود دو برابر هزینۀ آسیب و صدمه سیل و زمین لغزش است، و بیشتر از 20 برابر هزینه زلزله­ها می­باشد.
در سیستم رده­بندی خاک USDA از طبقه­بندی خاک، خاک­های قابل انبساط در رده ورتی سل[56] قرار داده می­شوند، و آنها به عنوان خاک­های ترک خورده تعریف می­شوند؛ خاک­های معدنی که شدیداً تحت تأثیر آرجیلیپدوتوربیشن[57] قرار دارند، بدین معنی که آب رفتن و متورم شدن رس­ها را مخلوط می­کند. این بطور طبیعی نیاز به مرطوب شدن و خشک شدن متناوب با بیش از 30 درصد رس می­باشد؛ بیشتر از آن، به ویژه، کانی مونت­موریلوینت و دیگر کانی­های اسمکتیت می­باشد. اگر آب به آنها نرسد، این خاک­ها ترک­هایی با حداقل 1 سانتیمتر عرض و 50 سانتیمتر عمق را در بعضی فصول در بیشتر سال دارند. ورتی سل­ها، خاک­های بلک کتان[58] در شمال غربی هند را شکل می­دهند؛ آنها از بازالت­های فلات دکن[59]، تحت تأثیر هوازدگی مناطق گرمسیری به وجود می‌آیند. این خاک­ها به عنوان خاک­های رسی خشک ترک دار (آسترت)[60] طبقه‌بندی می­شوند، یعنی خاک­های رسی کمی خشک؛ و بنابراین این خاک­ها در شرق استرالیا هستند که دیگر رخدادهای بزرگ را شامل می­شوند.
مناطقی که بطور گسترده به وسیلۀ رس­های قابل انبساط توسعه یافته­اند اغلب می­توانند با توپوگرافی کوچک متفاوتی به نام گودال هنداونه­ای[61] شناخته شوند. جایی که از دسترس انسان خارج بوده، گودال هندوانه­ای به آسانی می­تواند در عکس­برداری هوایی چه به عنوان یک شبکه نامنظمی از خط­الرأس­های ریز، یا جایی که شیب بیشتر از یک درصد باشد به عنوان یک الگویی از خط­الرأس‌های با شیب روبه پایین و سیستم ناوه یا فرود شناخته شوند. در استرالیا برجستگی گودل هنداونه‌ای تا بالای 3 متر دیده شده است. برجستگی ریزگودال هندوانه­ای می­تواند به عنوان ابزاری سریع برای نقشه‌برداری مناطقی استفاده شود که یک خطر مهمی از انبساط خاک رس را می­توان انتظار داشت.
تغییر بالقوه­ی حجم خاک­ها توسط تعدادی عوامل کنترل می­شوند: (1) نوع رس، مقدار رس، درصد یون­های مثبت و اندازۀ ذرات رسی، (2) تراکم؛ خاک­های متراکم یا سفت شده که بیشترین حالت متورم شدگی را دارند، (3) محتوای رطوبت؛ خاک­های خشک بیشتر از خاک­های مرطوب متورم می­شوند، (4) ساختار خاک؛ خاک­های تخریب شده بیشتر از خاک­های دست نخورده متورم می­شوند (5) بارگیری؛ مدارس و خانه­هایی با فونداسیون­های سبک بارگیری شده، بیشتر آسیب پذیرند.
یک تنوعی از تست­ها برای خاک­های قابل انبساط وجود دارد اما یکی از مطمئن­ترین آنها، تست اُدومتر[62] (کانسالیدمتر[63]) است. در این تست، خاک­های فشرده، بارگیری شده و سپس مرطوب می­شوند و فشارهای افزایشی تولید شده اندازه­گیری می­شود. یک طبقه­بندی ساده می­تواند به این صورت ایجاد شود:
0 تا 15/0 MNm-2 = غیرحساس
15/0 تا 17/0 MNm-2 = حاشیه­ای خطرناک
17/0 تا 25/0 MNm-2 = بحرانی
25/0< ...  MNm-2 = خیلی بحرانی
امکان شناخت خاک­های قابل انبساط در مزرعه (زمین) وجود دارد، بعضی از این عوامل عبارتند از:
تحت شرایط خاک خشک
  • خاک سخت و سنگ مانند؛ خرد کردن آنها با دست مشکل و غیرممکن است.
  • شیشه­ای یا لعابی، تقریباً سطح براقی که قبلاً با کاردک­ها و بیل­ها یا حفرکننده­های دندانه­دار بریده شده است.
  • خیلی سخت که با بیل یا مته سوراخ شود.
  • سطح زمینی که ترک­های ایجاد شده به شیوه منظم را نشان می­دهد.
  • بی­نظمی­های سطحی که با فشار پا نمی­تواند از بین برود.
تحت شرایط خاک مرطوب
  • خاک خیلی چسبناک؛ خاک روبازی که به کف کفش می­چسبد.
  • به وسیله دست به آسانی می­تواند به شکل یک توپ درآید؛ قالب گیری دستی که تقریباً بعد از خشک شدن باقیمانده آن روی دست­ها باقی خواهد ماند.
  • یک بیل که به آسانی خاک را می­کند و سطح بریده شده خیلی صاف و صیقلی است.
  • نواحی تازه با دستگاه شخم خورده یا بریده شده که تمایل به صاف و صیقلی بودن را دارند.
  • تجهیزات ساختار سخت یک پوشش خاکی نازکی را ایجاد می کند که ممکن است  به عملکردشان آسیب برساند.
این شاخص­های شکل­پذیر (PI) در حد بالا، خاک­هایی با مقدار زیاد مونت موریلونیت می‌تواند توسط افزایش آهک تثبیت شود. این تعویض کاتیونی را  سبب می­شود و خاک­ها سفت­تر می­شود.
 
Further reading
Chen, F.H. (1988) Foundations on Expansive Soils, Amsterdam: Elsevier.
Fanning, D.S. and Fanning, M.C.B. (1989) Soil: Morphology, Genesis, and Classification, New York: Wiley.
Proceedings of the 7th International Conference on Expansive Soils, Dallas, Texas, (1992) 2 vols.
Yanagisawa, E., Moroto, N. and Mitachi, T. (eds) (1998) Problematic Soils, section on expansive and collapsible soils, 253–384, Rotterdam: Balkema.
IAN SMALLEY          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
EXPERIMENTAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی)  
ژئومورفولوژی تجربی[64] مطالعۀ بازنمایی یا ارائه یک عارضه یا چشم­انداز ژئومورفولوژیکی منتخب تحت شرایط آزمایشگاهی است. اصطلاح «بازنمایی» بدین معنی است که عوارض را در مقیاس­های طبیعی (تمام و کمال)، مدل­های مقیاسی (مدل­های سخت افزاری)، و ساخت­های عددی پوشش می­دهد. این تعریف یک سوالی را تحت عنوان: «چه چیزی یک آزمایش ژئومورفولوژیکی را تشکیل می­دهد؟» بوجود می­آورد؛ با تحریر در یک متن ژئومورفولوژیکی، چرچ[65] (1984: 563) یک آزمایش علمی را به عنوان «یک عملکرد طراحی شده برای کشف برخی اصل یا اثر طبیعی، یا برای اثبات یا رد کردن آن وقتی که کشف شد»، تعریف نمود. این فعالیت از مشاهده اتفاقی که در آن پدیده­های مشاهده شده، در درجه بحرانی، توسط عامل انسانی کنترل می­شود و از مشاهدات دارای ساختار سیستمی که در آن نتایج بایستی واقعیت و صحت چند تعمیم ادراکی را درباره پدیده­ها در بر داشته باشد، متفاوت است. آن تعریف منجر به معیارهای خاصی برای یک آزمایش می‌شود:
  1. در اینجا باید یک مدل مفهومی از فرایندها یا روابط مورد علاقه که نهایتاً توسط آزمایش رد یا قبول می­شود وجود داشته باشد، که منجر به موارد زیر می­شود:
  2. فرضیات خاص در مورد رخساره­ها یا فرایندهای فرم­زا که توسط آزمایش اثبات یا رد خواهد شد. (اگر مدل مفهومی یک تئوری خوب توسعه داده شده باد، فرضیات پیش­بینی­های درستی را بنیاد خواهند نهاد).
برای تست فرضیات، 3 شرط دیگر لازم است:
  1. تعاریف باید از ویژگی­های ژئومورفولوژیک واضح از اظهارات مورد علاقه و عملیاتی از اندازه‌گیری­هایی که براساس آنها ساخته خواهد شد، اقتباس شوند (بطورکافی کاملاً اندازه­گیری­ها دوباره تکرار شده در جای دیگر ممکن است انجام شوند)؛
  2. یک برنامه رسمی باید محرزکننده اندازه­گیری­ها باشد تا در شرایطی ساخته شود که کنترل می­شوند تاجاییکه امکان اطمینان از تغییرپذیری باقیمانده تحت فرضیات تحقیق قابل پیش­بینی باشد.
  3. بایستی یک برنامه برای تحلیل اندازه­گیری­ها اختصاص داده شود که احتمالات موجود در قسمت (2) را تشخیص دهد.
وضعیت بحرانی چهارمین مورد است. تحت این عنوان، چرچ[66] دو نوع آزمایش ژئومورفولوژیکی را شناسایی نمود:
الف) دخالت (ممانعت) کنترل شده، تعمدّی با شرایط طبیعی چشم­انداز به منظور کسب نتایج روشن دربارۀ دسته محدودی از فرایندهایی که چشم­انداز را تغییر می­دهد؛
ب) از نظر آماری پاسخ ساختاری مشاهدات به یک چشم­انداز بطوریکه تغییرپذیری تصادفی بطور مؤثری بیش از واحدهای آزمایشی کنترل یا میانگین گرفته شود.
آزمایشات نوع دوم، ظرفیت طرح آزمایش آماری را به دنبال می­کشد تا اطلاعات در زمینه­هایی که تغییرپذیری نتواند فعالانه کنترل شود، را متمایز و طبقه­بندی کند. بوم­شناسان با مشکلاتی روبرو هستند که شبیه به آنهایی می­باشد که توسط ژئومورفولوژی مطرح شده است و فهم پیچیده­ای از آزمایش آماری را به منظور حل و فصل کردن آنها پرورانده است (برای نمونه: Hairston, 1989).
مقیاس­های زمانی و مکانی مرتبط با گسترش بیشترین رخساره­ها بطور مؤثری آنها را از مطالعه آزمایشی مستثنی می­کند. به همین دلیل، تعریفی از ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی) توسط شووم[67] و همکاران (1987: 3) ارائه شد که شامل «یک استثناء قابل ملاحظه از جوابگویی محض آزمایشی» می باشد. آنها ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی) را «مطالعه، تحت شرایط آزمایشی که با دقت کنترل و پایش می شود» ذکر کردند، پذیرش مشاهده به عنوان مکفی تا یک آزمایش ژئومورفولوژیکی برقرار کند. اسلایمکیر[68] (1991) هم به همین نحو «رسماً ساختار بندی شده» را پذیرفت، ولی نه عملاً کنترل شده، مطالعات میدانی مثل تمرینات آزمایشگاهی رضایت بخش؛ تمریناتی که توسط چرچ[69] تا حدودی مثل مطالعات موردی رسمی مشخص شد.
شووم[70] و همکاران (1987) همچنین شدیداً اشاره کردند که اهداف کاربرد درست آزمایشگاهی بطور طبیعی کوچک خواهد بود، یا با تامل مقیاس را کوچک می­کند، مثل رخساره­های میدانی. کنترل آزمایشگاهی که در چنین مواردی به راحتی سازماندهی می­شود، و کتاب خیلی مختصر آنها بطور کامل به مطالعات مدل اختصاص یافته است. مدل­ها، تست­های آزمایشی رضایت بخشی از فرضیات طرح شده را ارائه می­دهند تا عوارض چشم­انداز که در مقیاس طبیعی فراهم شده است را تشریح نمایند که معیارهای درجه­بندی شده برای عیناً برآورد کردن نتایج ایجاد می­شود. شووم و همکاران، به چنین شرطی اشاره نکردند، حتی اگر تاریخچه طولانی از بررسی­های مدل مقیاس در علوم زمین وجود دارد. در عوض، آنها دو چشم­انداز دیگر پیشنهاد نمودند. آنها مطرح کردند که رخساره­هایی که مقیاشان کوچک شده، واقعاً به عنوان نمونه­های اولیه کوچک نگریسته شود. این باعث رهایی محقق از محدودیت­های رسمی مقیاس برای برون‌یابی (تعمیم) نمی­شود. همچنین آنها مفهوم مطالعات مدل را به عنوان آنالوگ­های سیستم­هایی با مقیاس طبیعی یا به عنوان مطالعاتی که در آن تشابه فرایند وجود دارد، کشف کردند (بعد از هوک[71]، 1968، کسی که دو چشم انداز را حذف کرد). آنها بحث کردند که نتایج مدل ممکن است حداقل از نظر کمیّتی برای افزایش درک چشم­انداز با مقیاس طبیعی قیاس شود. تا آن زمان آنها شناسایی کردند که تغییرات در فرایندهای فیزیکی که همسانی فرضی را سست کرده، ممکن است تغییرات بزرگتری در مقیاس اتفاق افتد. این رویکرد، ضمن اینکه ممکن است برای عقایدی سودمند باشد، از دستیابی به پیش­بینی­های دقیق، یا حتی برای تأیید همسانی فرایند واضح ناتوان است، که آن را به عنوان یک رویکرد آزمایشی تحت معیارهای فوق­الذکر شایسته نداند.
در حقیقت، یک پیکره نسبتاً خوب پیشرفته از مطالعات مفهومی و تجربی از تأثیرات مقیاس در ژئومورفولوژی و هیدرولوژی وجود دارد (Church and Mark, 1980)، ضمن اینکه معیارهای مقیاس­بندی رسمی برای فرایندهای هیدرولوژیی و رسوب­گذاری در مقیاس دامنه، کانال و آبخیز بررسی شده است. مقیاس­بندی رسمی از نتایج مدل عمومی (یک مدل عمومی، مدلی است که عناصر اصلی نمونه­ی اولیه را دارد ضمن اینکه در جزئیات غیر اصلی با هیچ نمونه اولیه خاصی مطابقت داده نمی­شود) بایستی در موضوعات بیشتری ممکن شود.
در عرصه، یک فرد فوراً با سوال مهمی روبرو می­شود که آیا کنترل آزمایشی می­تواند به قدر کافی انجام شود. فرایندهای ژئومورفولوژیکی به وسیلۀ هوا تحریک می­شوند، که عملاً در مقیاس­های بیشتر از یک پلات 102 مترمربعی نمی­تواند کنترل شود (که ممکن است متوقف شود). اما متغیر نیرومند شده توسط هوا یک ویژگی اصلی از سیستم­های ژئومورفولوژیکی می­باشد، بنابراین سیستم غیر واقعی محیطی یکی از آن سیستم­هایی است که به وسیله هوای کنترل شده بطور مصنوعی تحریک می­شود. دستکاری فعال شاید ترجیحاً باید بر ویژگی­های رخساره یا چشم­انداز متمرکز باشد. پس آن معمولاً برای ایجاد یک مرجع همزمان یا مورد کنترلی که در آن هیچ دستکاری التزام نشده است، ضروری است، برای اینکه اثرات دستکاری سیستم آزمایشی ممکن است از اثرات هوای متغیر جدا شود.
تفاوت قایل شدن بین مطالعات چشم­انداز و رخساره سودمند است. خیلی پیشتر از زمان حال، مقایس­های زمانی و فضایی کنترل پذیر،  و مستعدتر هستند تا سیستم­های محیطی مناسب تر ارائه شود که به اندازه کافی ساده و کنترل شدنی هستند. در مقیاس­های نسبتاً کوچک، آزمایشات موفق شامل مطالعات نقشه­ای فرسایش خاک، دست­کاریهای سطح زمین می­شود تا فرایندهای بین دو دوره یخچالی، و کاربردهای محلی بارش مصنوعی یا تعدیلات زهکشی جهت مطالعه تأثیرات روی فرسایش یا پایداری شیب را بررسی کند.
مرکز علاقه در ژئومورفولوژی بر دگرگونی­های چشم­انداز گسترده شده است، که ممکن است از طریق آزمایشات حوضه آبخیز مورد توجه قرار گیرد. تجربه با آنها به مراتب بیشتر از تجربه با دیگر ترتیبات آزمایشی با مقیاس طبیعی در علوم زمین وجود دارد (برای یک دورنما و نقد تاریخی Rodda, 1976 را ببینید). بیشتر سختی مربوط به استفاده از آبخیزهای آزمایشی در تشابه پابرجا بین یک آبخیز پرورده و کنترل آن واقع شده است، و در تصمیم گیری که تا کجا نتایج مشاهده شده ممکن است برای بقیه چشم­اندازها ادامه دار باشد. براساس هر دو موضوع، مشکل ایجاد یا اندازه­گیری تشابه بین چشم­اندازها وجود دارد (Church, 2003). برخلاف مشکلات معلوم، شناسایی آبخیزهای کوچک به عنوان واحد اصلی برای بیشتر تحقیقات فرایند ژئومورفولوژی، تلاش مداوم برای ایجاد تحقیقات سخت آزمایشی در این مقیاس تضمین می­شود.
آزمایشات ژئومورفولوژیکی ممکن است سهواً ایجاد شوند. نادیده گرفتن ارزش پتانسیل دستکاری رخساره یا چشم انداز پذیرفته شده، برای دیگر اهداف مهم نیست، که با این حال بطور رضایت بخشی می­تواند در چهارچوب الزامات برای یک آزمایش تفسیر شود. با این روش، سیستم­های بزرگتر به مراتب نسبت به سیستم­های همیشه ممکن در دسترسی برای دستکاری آزمایشی عمدی ممکن است مطالعه شود. مثالهایی نظیر پالایش رودخانه، پروژه­های تنظیم آب مشخص، و تغییرات معین در وضعیت سطح زمین را شامل می­شود. در چنین مواردی، ایجاد یک مقایسه مرجع رضایت بخش مهم است. بعضی مواقع، ممکن است یک مقایسه قبل/ بعد در سیستم مشابهی باشد؛ وگرنه، باید یک مورد مرجع موازی مشخص شود.
آزمایش عددی ساختار و عملکرد مدل­های عددی فرایندهای ژئومورفولوژیکی یک روش برای کنترل کامل ارائه می­کند که در حقیقت می­تواند فراسوی شرایطی بدست آید که توسعه چشم انداز ایجاد می­شود. البته، این غرامت نامعلوم است که مدل عددی عیناً همۀ فرایندهای مهم مؤثر در کار را در جهان ارائه کند. همچنین سؤالات مهم باقیمانده در مورد روش­هایی که به وسیلۀ آنها نتایج مدل ممکن است با چشم­­اندازهای واقعی مقایسه شده باشد، وجود دارد که شبیه به همان روش­هایی است که در مقایسات بین چشم­اندازهای واقعی وجود دارد. با این وجود، مدل­سازی عددی، برسر قول وجود روش مؤثر برای برقراری کنترل آزمایشی در مطالعات ژئومورفولوژیکی ایستاده است، مخصوصاً مطالعاتی که به توسعه چشم­اندازهای کامل درسرتاسر دوره زمانی قابل ملاحظه ژئومورفولوژیکی بستگی دارد.
 
References
Church, M. (1984) On experimental method in geomorphology, in T.P. Burt and D.E. Walling (eds) Catchment Experiments in Fluvial Geomorphology, 563–580, Norwich: Geo Books.
——(2003) What is a geomorphological prediction?, in P.R. Wilcock and R.L. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, American Geophysical :union:, Geophysical Monographs series.
Church, M. and Mark, D.M. (1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.
Hairston, N.G. Sr. (1989) Ecological Experiments, Cambridge: Cambridge University Press.
Hooke, R.L. (1968) Model geology: prototype and laboratory streams. Discussion, Geological Society of America Bulletin 79, 391–394.
Rodda, J.C. (1976) Basin studies, in J.C. Rodda (ed.) Facets of Hydrology, 257–297, London: Wiley- Interscience.
Schumm, S.A., Mosley, M.P. and Weaver, W.E. (1987) Experimental Fluvial Geomorphology, New York: Wiley-Interscience.
Slaymaker, O. (1991) The nature of geomorphic field experiments, in O. Slaymaker (ed.) Field Experiments and Measurement Programs in Geomorphology, 7–16, Rotterdam: Balkema.
MICHAEL CHURCH          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
EXTRATERRESTRIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی
اصطلاح «ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی[72]» شامل دایره المعارف ژئومورفولوژی 1968 نبود. در حقیقت، در استنباط اولیه، این اصطلاح ممکن است یک کلمه ضد و نقیض به نظر آید. آیا نباید علم مطالعه اشکال کرۀ زمین (ژئومورفولوژی) مستثنی از آن اشکالی که ماورا زمین هستند، باشد؟ جواب به این سوال بستگی به چگونگی دیدگاه یک نفر به طبیعت علم دارد. آیا یک علم بیشتر درباره روش­ها و نگرش‌های مطالعه است یا بیشتر در مورد جمع­آوری سازمان یافته حقایق مربوط به ماهیت موضوع خاص؟ در صورتی که جمع­آوری حقایق سازمان یافته ممکن است نیاز به تعریف دقیق درباره موقعیت ماهیت موضوعش باشد، روش­ها و نگرش­های ژئومورفولوژی به سهولت به عنوان عاملی برای گسترش رخساره­ها روی سیاراتی شبیه به زمین شکل می­گیرند (Baker, 1993)، اگر فقط فهم بهتر رخساره­های کره زمین باشد. تا حدی که ژئومورفولوژی برای مطالعه رخساره­ها و چشم­اندازها تأکید بر روش­ها و نگرش­ها دارد، پس مطالعه رخساره­ها و چشم­اندازهای کره زمین محدودتر از علم هندسه که منحصر به اندازه­گیری فرم ریاضی زمین است، نمی­باشد.
با وجود وقایع هیجان انگیز مربوط به اکتشافات سیاره­ای در طول دهه­های 1960، 1970 و 1980، فقدان برجسته توجه به سطوح سیاره­ای توسط ژئومورفولوژیست­ها وجود داشت. تقریباً همۀ مطالعات چشم­اندازهای تازه کشف شده توسط دانشمندان با پیش زمینه خیلی اندکی در ژئومورفولوژی انجام می­شد. اخیراً بیشتر، توجه زیادی به ژئومورفولوژی ماورای زمین از طریق تجزیه و تحلیل­های دورن[73] (2002) از نقل قول­هایی در مورد تحقیقات اواخر قرن بیستم در ژئومورفولوژی انجام می­شد، نشان داده شد. دوتا از 10 مقاله اول ژئومورفولوژی در سال­های اخیر مستقیماً مربوط به موضوعات ژئومورفولوژی ماورای زمین بودند.
 
دورنماهای تاریخی و فلسفی (Historical and philosophical perspectives)
زمان زیادی از گالیلوگالیلی[74] (1964-1642) نمی­گذشت که اولین بار برای دیدن گودشدگی­های دایره­ای عجیب و غریب روی کره ماه از تلسکوپ استفاده نمود که روبرت هوک[75] اولین آزمایشات ژئومورفولوژیکی شناخته شده­ای را برای تشریح منشأ این گودشدگی­ها انجام داد. هوک رقیب فکری آقای اسحاق نیوتن[76] بود، و برخلاف نیوتن، علاقه زیاد و استعداد قابل توجهی در زمین شناسی و ژئومورفولوژی داشت. در سال 1665 او دهانه­های آتشفشانی که جدیداً در ماه کشف شده بود، را مقایسه کرد تا: (1) پوسته سطح سرد شده از گچ ذوب شده، که به وسیلۀ حباب­های در حال ترکیدن شکاف دار شده است، و (2) انفجار توپ­ها و گلوله­های گل آلود بصورت ماده آبی-رسی درآمده است. با استفاده از قیاس به عنوان روش او از استدلال، هوک[77] دو فرضیه در مورد دهانه­های آتشفشانی وابسته به ماه را مطرح کرد: (1) گرمای درونی که پوسته سطحی­اش را ذوب و شکاف­دار می­کند (امروزه ما این فرایند را به عنوان ولکانیسم توصیف می­کنیم)، یا (2) اثراتی که توسط ذرات از فضا ایجاد شده است (امروزه این اثرات به عنوان دهانه­های آتشفشانی متاثر از شهاب تشریح می­شود). بحث در مورد این دو اصل در مورد دهانه­های آتشفشانی وابسته به ماه در واقع تا دهه 1970 ادامه داشت، زمانیکه نهایتاً این موضوع به اسم فرضیه اثر براساس شواهد سنگ­های وابسته به ماه که توسط مأموریت­های فضایی برگشت داده شد، حل و فصل شد.
استدلال قیاسی بطور گسترده توسط ژئومورفولوژیستی به نام گروو کارل جیلبرت[78] که در مطالعاتش بکار گرفته شد: (1) دهانه­های آتشفشانی وابسته به ماه، را که او این را به درستی به منشأ اثر نسبت داد (Gilbert, 1893)، و (2) یک دهانه آتشفشان در آریزونای شمالی (الان بعنوان دهانه آتشفشانی شهابی شناخته شده است؛ شکل 43)، که به درستی به منشأ آتشفشانی نسبت داده است (Gilbert, 1896). محدودیت­های استدلال قیاسی در ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی تا حال حاضر ادامه دارد، که با مهارت توسط موتچ[79] (1979) خلاصه شد:
  1. چشم­اندازهای زیادی نمی­توانند به یک علت منحصر به فرد اختصاص یابند. در عوض، چشم­اندازهای مشابهی ممکن است به وسیلۀ ترکیبات متفاوتی از فرایندها با نتایج مشابه به وجود آیند.
  2. مفسر عکس هوایی بصورت ساختگی در تجزیه و تحلیل­هایش به وسیله دامنه آشناییش با چشم­اندازهای طبیعی محدود شده است. بخاطر این محدودیت­ها، بطور کلی دانشجوی رخساره­های ماورای عالم خاکی بیش تر از حد ممکن باید دربارۀ منشاء رخساره­ها بداند.

عکس 43: حفره شهابی با قطر 2/1 کیلومتر در آریزونای شمالی. این حفره در حدود 25000 سال قبل در نتیجه برخورد یک شهاب سنگ از جنس آهن با سرعت حدود 11 کیلومتر در ثانیه تشکیل شده است.
 
سیارات، اقمار، و دیگر اجرام (Planets, moons, and other objects)
اصطلاح ژئومورفولوژی سیاره­ای[80] (Baker, 1984) همچنین برای بسیاری از موضوعاتی استفاده می­شد که به وسیلۀ این عنوان پوشش داده می­شوند، و حقیقت دارد که سطوح سیاره­ای، مکان­های رخساره­ها و چشم­اندازهای زیادی را فراهم می­کند (Greeley, 1994). به هر حال، همۀ سیارات سطوح سنگی ندارند که روی آنها رخساره­ها وجود دارد. علاوه بر این، ماورای زمین اجرام زیادی وجود دارد که جزو سیارات نیستند، و بیشتر آنها در حقیقت رخساره­ها و چشم­اندازهایی دارند. اگر ما بر این عقیده باشیم که شخصی پیگیر مقایسه ژئومورفولوژی کره زمین با ژئومورفولوژی اجرام ماورای زمین باشد، پس ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی[81] به نظر می رسد اصطلاح مناسبی باشد.
درحالیکه ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی در آینده مطمئناً تا اجرام سیاره­ای در دیگر منظومات شمسی توسعه خواهد یافت، بالای صد سال است که در طول زمان این نوشته کشف شده است، اینجا بحث به اجرام سنگی منظومه شمسی متعلق به ما محدود خواهد شد. سیارات داخلی، عطارد، زهره، زمین و مریخ، همه سطوح سنگی دارند که اثرات ولکانیسم و تکتونیکی و حفره­های اصابتی به فراوانی مشهود هستند. زمین یک ماه نسبتاً بزرگ دارد که سطح آن توسط حفره­های ضربه­ای پوشیده شده است، مطالعۀ آن مستقیماً توسط بازدید انسانی آسان شده است. مریخ دو قمر دارد، اما اینها واقعاً خرده سیاره­هایی هستند که اسیر شده­اند، و مشابه بیشتر از هزاران اجرامی هستند که در سرتاسر منظومه شمسی داخلی واقع شده­اند، عمدتاً به آن «کمربند استروئید»[82] بین مریخ و مشتری می­گویند. سیارات بیرونی منظومه شمسی، مشتری، کیوان، اورانوس و نپتون، همه توپ­های گازی غول پیکری هستند، که فاقد هر سطحی با رخساره­ها می­باشند. به هرحال، اقمار آنها به طور خارق العاده­ای غنی از پیچیدگی چشم­اندازی هستند. مشتری چهار قمر بسیار بزرگ، بنام­های یو[83]، اروپا[84]، گانیمید[85] و کالیستو[86] دارد، که نوعی از منظومه شمسی کوچکی را شکل می­دهند، که اولین بار توسط تحقیقات تکسوپی گالیله کشف شد. گانیمید و کالیستو به سختی سطوح حفره­دار روی یخ دارند که خیلی سرد هستند آن مثل صخره عمل می­کند. سطح یو توسط فعالیت آتشفشانی که فعال­تر از هر آتشفشان روی کره زمین می­باشد محصور شده است. قمر اروپا یک سطح تقریبا بدون دهانه آتشفشانی، خیلی جوانی دارد که بطور محلی تغییر شکل یافته است زیرا پوسته یخی این قمر روی یک اقیانوس پهناوری از مایع آب مانند قرار گرفته است. دیگر اقمار سیارات بیرونی از جهت ویژگی­های سطحشان شبیه به خرده سیاره­ها هستند. میراندا[87]، یکی از اقمار اورانوس، به نظر می­رسد که کاملاً توسط انفجار متلاشی شده، و سپس یکبار دیگر از بقایای متلاشی شده بهم چسپیده و به وجود آمده است. اقمار یخی اورانوس و نپتون خیلی سرد هستند که یخ­های آمونیاک و دیگر بخارشدنی­ها، سطوح سنگی آنها را شامل می­شوند. نوعی از ولکانیسم، که به عنوان «کریوولکانیسم»[88] معروف است، هنگامی که این یخ­ها ذوب می­شوند به وجود می­آیند.
تیتان[89]، قمر کیوان، قطری برابر با حدود یک-نصف قطر کره زمین دارد. این قمر اتمسفری دارد که اندکی ضخیم تر از اتمسفر کره زمین است، و مشابه زمین، این اتمسفر عمدتاً از نیتروژن ساخته شده است. به هرحال، تیتان همچنین به شدت سرد است. دیگر گاز اصلی در اتمسفرش، متان است، و سردی زیاد منجر به تراکم آن گاز به صورت یک مایع روی سطح این قمر شده است. بنابراین، تیتان می­تواند یک اقیانوسی از متان و دیگر هیدروکربنها را داشته باشد، یا مایعی که ممکن است تنها دریاچه­های واقع در حفره­های ضربه­ای یک سطح سنگی را اشغال کند، که روی آن «صخره» ممکن است یخ آب باشد. در هر حال، یک فضاپیمای خیلی پیچیده­ای بنام «گاسینی»[90] وجود دارد که برای ورود به منظومه کیوان در جولای 2004 به فضا پرتاب شد. دستگاه­های راداری روی گاسینی مجوز کاووش در اتمسفر غبارآلود تیتان را خواهند داشت تا، برای اولین بار در دیده­بان­های بشری، رخساره­ها و چشم­اندازهای این دنیای پر از غبار را مشخص سازد.
 
شکل­گیری و ولکانیسم (Cratering and volcanism)
حفره­های انفجاری، بیشترین چشم­اندازهای موجود روی اقمار و سیارات سنگی و یخی هستند. چگالی نسبتاً پائین حفره­های انفجاری سطوح نسبتاً جوان و اصلاح نشده­ای را نشان می­دهد که مربوط به 5/4 میلیون سال قبل از منظومه شمسی می­باشد. چنین سطوحی شامل بخش­های برجسته­ای تنها از اقمار خیلی بزرگ اروپا و تریتون (قمر نپتون)، قمر فعال آتشفشانی «یو»، و سیارات زهره و زمین می­باشند. در مقایسه، عطارد، مریخ، ماه و بیشترین اقمار سیاره­ای بیشتر سطح­شان از نواحی با حفره­های متراکم پوشیده شده است (عکس 44، صفحه 357). این سطوح بخاطر حداقل تغییر و تبدیل توسط فرایندهای سطحی فعال مربوط به تأثیرات اتمسفری (فرایندهای بیرونی) و تأثیرات تکتونیکی و آتشفشانی که نسبتاً محلی هستند (فرایندهای درونی) حفظ شده­اند.
همچنین فعالیت آتشفشانی (ولکانیسم) در منظومه شمسی خیلی رایج است، اگرچه آن چشم­اندازهای دیگر اجرام به جز یو، زهره و زمین مسلط نیست. به هر حال، همۀ سیارات سنگی، دشتهای آتشفشانی پهناوری دارند. روی کره زمین،  اینها در زیر آبهای اقیانوس پنهان هستند، و آنها به وسیلۀ فعالیت آتشفشانی پراکنده شده درکف دریا، اساساً در صد میلیون سال قبل، مستقر شده­اند. عطارد، دشتهایی داخلی حفره­دار پهناوری دارد و مریخ و ماه، دشتهای پستی دارند که شواهدی دال بر پوشیده شدن توسط جریان­های گدازه­ای را نشان می­دهد. گدازه­هایی که این دشتها را شکل داده­اند به نظر می­رسد همگی، احتمالاً همراه ترکیبات بازالتی، خیلی سیال هستند. زهره تعدادی از دشتهای آتشفشانی بسیار پهناوری را دارد، و تعدادی از آنها توسط کانال­های گدازه­ای قابل توجهی بریده شده­اند. طولانی­ترین آنها متجاوز از 6800 کیلومتر است، که آن را طویل­تر از طولانی ترین رودخانه کره زمین کرده است (Baker et al., 1992).  
سازه­های آتشفشانی،که شامل مخروط­های بزرگ، سپرها و دهانه­های آتشفشانی است، روی زهره، زمین و مریخ واقع شده اند. المپس موتز[91]، یک سپر آتشفشانی در مریخ، قطری بالغ بر 700 کیلومتر دارد و ارتفاعش تا 25 کیلومتر بلندی دارد. آن تنها یکی از نمونه رخساره­های ماورای عالم خاکی است که خیلی بزرگتر از همتاهایشان روی زمین است (Baker, 1985). اگرچه بیشتر رخساره­های آتشفشانی ماوری عالم خاکی باقیمانده­اند، فعالیت آتشفشانی «یو» تماشایی است. دودهای انفجاری از سطح «یو» توسط فضا پیمای «ویه جر»[92] مشاهده می­شد که واریزه­ها را تا 300 کیلومتری بالای سطوح حرکت می­داد و مواد را تا 600 کیلومتری از دریچۀ فعال رسوب می­کند. همچنین دودهای انفجاری فعال روی تریتون وجود دارند، اما فرایند مسبب شاید بیشتر شبیه به فرایند آب فشان است تا فرایند آتشفشانی.
 
رخساره­های تکتونیکی (Tectonic landforms)
بیشتر سیاره سنگی و سطوح اقمار دال بر دگردیسی ساختاری، با ترک­های متنوع، گرابن و گسل­ها می باشد، که رایجترین عوارض هستند. عطارد در تاریخچه­اش توسط همان نیروهای فشارشی زیادی که چشم­اندازهای گسلی را به وجود آورده­اند، تغییر شکل یافته اشت. مریخ گرابن و مناطق شکستگی بیکرانی دارد. به هر حال، تنها کره زمین رخساره­های متمایزی را که با تکتونیک صفحه­ای همراه هستند در معرض نمایش می­گذارد، که شامل پشته­های میان اقیانوسی، گسل­های تغییر شکل یافته و حاشیه­های قاره­ای همگرا با چین خوردگی و دامنه­های کوهستانی کمربند تراستی می باشد. برخلاف تراکم، شعاع و دیگر شباهت­های ژئوفیزیکی­اش به زمین، سیاره زهره رخساره­های تکتونیک صفحه­ای را نشان نمی­دهد. این یک سوال جالبی را دربارۀ اینکه چه چیزی تکتونیک صفحه­ای را برای کره زمین منحصر به فرد کرده است، مطرح می­کند.
 
دامنه­های تپه و حرکت توده­ای (Hillslopes and mass movement)
دامنه­ها بر روی تمام سیارات سنگی ایجاد می­شوند. روی پیکره­های بدون هوا، تنها فرایندهای فشاری و جاذبه، فرایندهای دامنه را به وجود می­آورد، اما اتمسفرهای مریخ، زهره و تیتان همسنجی با دیگر فرایندهای روی کره زمین را می­طلبد. یک مشکل تا حدودی جالب توجه این است که حرکت دامنه­های بسیار بزرگ (میلیون­ها مترمکعب) یا بهمن­های واریزه و سنگ می‌باشد. چنین توده­هایی روی کره زمین، حرکت خیلی زیادی روی زمین هموار دارند. دلیل این حرکت خیلی بالا به اثر مستهلک کننده هوا یا آب نسبت داده شده است، که فشار مؤثر توده­هایی دامنه­ای را کاهش می­دهد که مانع پراکندگی جانبی وسیع می­شوند. به هر حال، انواع حرکت توده­ای[93] روی ماه اتفاق می­افتد، که بدون هوا و آب می­باشد. نمونه­های بیشتری روی مریخ اتفاق می‌افتد، جایی که هوا و آب ممکن است تأثیرات اعمال شده­ای داشته باشند.
 
چشم­اندازهای بادی (Aeolian landscapes)
درحالی که بیشتر سطوح ماورای عالم خاکی بدون هوا هستند، اتمسفرهای کره زمین، مریخ، زهره و تیتان باعث ایجاد فرایندها و چشم­اندازهای بادی می­شوند. مریخ بزرگترین تنوع رخساره­های بادی را دارد. تپه­های ماسه­ای عرضی و هلالی شکل(DUNE, AEOLIAN را ببینید)، چین و شکن­های بادی، یاردانگ­ها[94]، سنگ­های حفره‌دار و شیاردار، و رگه­های غباری متنوع، همگی به خوبی نمایان شده­اند. همچنین مسیرهای برجسته­ای وجود دارند که توسط تندبادهای غباری مریخی تولیده شده­اند. اشکال بستر بادی همچنین روی سیاره زهره، که فشار اتمسفری آن 90 برابر زمین است روی سطحش دارد، ایجاد می­شوند.
 
کانالها، دره­ها و فعالیت رودخانه­ای (Channels, valleys and fluvial action)
غیر از زمین، به نظر می­رسد فعالیت رودخانه­ای تنها روی مریخ اتفاق افتاده باشد، و گسترده­ترین فرایندهای رودخانه‌ای در گذشتۀ دور فعال بودند. دو نوع اصلی از رخساره­های رودخانه­ای روی مریخ، شبکه­های دره­ای و کانالهای برون ریز هستند، نگرش­ها و عقاید شکل شناسی در مورد این موضوع توسط بیکر[95] (1982، 2001) بررسی شد. گروه بزرگی از شبکه­های دره­ای در زمین­های مرتفع با دهانه­های آتشفشانی قدیمی در مریخ ایجاد شده است، که منجر به دیدگاهی درباره اینکه تقریباً همۀ آنها در طول فاز بمباران سنگین از تاریخ سیاره­ای، قبل از 3 یا 4 بیلیون سال قبل شکل گرفتند، می­شود. در مقابل، کانالهای برون ریز شامل جریانات روبه بالای بیکران از سیل ناگهانی از منابع زیرسطحی، تقریباً در طول حوادث ضمنی اخیر تاریخ مریخ، ناشی می­شود. بیشتر سطح مریخی زیر یک لایه­ی دائم یخ بسته ضخیم، یک سنگ کره یخی[96]، و مخزن تغذیه آب قرار گفته که کانال­های برون ریز از زیر این لایه دائم یخ بسته پدیدار شده، که ممکن است با فرایندهای آتشفشانی همراه شود (Baker, 2001).
یکی از بیشترین اکتشافات قابل توجه اخیر، تعدادی رخساره­های آبی روی مریخ است که بطور استثنایی از نظر سنی، جوان هستند. به طور آشکار، این حقیقت توسط تصاویر مدارپیمایی نقشه‌بردار جهانی مریخ[97] آشکار گردید که گالی­های کوچک بی شماری را نشان می­دهد که به وسیلۀ جریان سطحی روی شیب‌های تپه ایجاد شده اند. گالی­ها احتمالاً به وسیلۀ ذوب یخ زمین نزدیک سطح شکل گرفتند و منتج به فرایندهای جریان واریزه­ای شده­اند. گالی­ها بدون حفره هستند، و رسوبات مخروطی جریان واریزه­ای همراه آنها هم روی اشکال بستر بادی (تپه­های ماسه­ای یا چین و شکن­های بادی) و هم روی عرصه با الگوی پلیگونی قرار گرفتند، همۀ آنها نواحی پهناوری را پوشش می­دهند که اغلب بدون حفره هستند. بطور استثنایی، کانال­های برون ریز جوان و فعالیت آتشفشانی توأم نیز روی مریخ به وجود می­آیند. داده­های زمین پیمای جهانی مریخ نشان می­دهد که آب متمرکز شده پخش می­شود، با جریانات گدازه­ای پراکنده می­شود، تقریباً در 10 میلیون سال گذشته اتفاق افتادند. تخلیه بارهای بزرگ همراه به این سیل­ها و فعالیت آتشفشانی موقتی باید آب قابل توجهی را در چرخه هیدرولوژی فعال روی مریخ واردکرده باشد. فرض اینکه فرایندهای برون ریز جوان و فعالیت آتشفشانی بطور ژنتیکی مربوط به دیگر چشم­اندازهای آبی خیلی جوان هستند، وسوسه انگیز است. ارتباط ژنتیکی برای همۀ این پدیده­ها ممکن است تغییر اقلیم باشد، که توسط بخار آب و گازهای گنجانده شده در اتمسفر به وسیله هم جریان سیل و هم فعالیت آتشفشانی ایجاد شده است (Baker, 2001).
 
دریاچه­ها، دریاها و اقیانوس­ها (Lakes, seas and oceans)
روی پیکره­های کره زمین، آب راکد شامل: (1) دریاچه­ها، که در آن آب توسط نواحی زمین پهناوری محصور شده است، (2) دریاها، که در آن آبهای شور بخش بزرگتری از سطح سیاره­ای را می­پوشاند، (3) اقیانوس، که وسیع است، پیکره­ای از آب را که 70 درصد سطح کره زمین را می­پوشاند، به هم وصل کرده است. برای مریخ، هیچ مدرک ژئومورفولوژیکی مستقیمی وجود ندارد که اکثریت سطحش همیشه توسط آب راکد پوشیده باشد، اگر چه اصطلاح اقیانوس برای سیلاب­های قدیمی موقت دشت­های شمالی سیاره، کاربرد داشته است. اگرچه در ابتدا از رخساره­های رسوبی روی دشت­های شمالی استنباط شده است که سیلاب دشت­های شمالی، بطور بحث برانگیزی بیشتر به شناسایی خط­های ساحلی مربوط شده است. داده­های جدید حضور یک لایه پوششی منطقه­ای از رسوب را نشان می­دهد، که به نظر می­رسد با تخلیه بار سیل بزرگ قدیمی کانال­های برون ریز هم زمان باشد. اگرچه مباحثه روی اقیانوس مریخی توجه زیادی را جلب کرده است، حتی مدرک قانع کننده­ای، وجود دریاچه­های بی شمار، که موقتاً روی سطح مریخ در زمان­های گوناگونی در تاریخ سیاره­ای بودند، را تأیید می­کند.
 
رخساره­های یخچالی و جنب یخچالی (Glacial and periglacial landforms)
شواهد برای فعالیت یخچالی گذشته روی مریخ هم فراوان و هم بحث بر انگیز است، عوارض یخچالی نیز با رخساره­های جنب یخچالی همراه هستند، که شامل جریانات واریزه، عرصه­ها با الگوهای پلیگونی، کارست گرمایی، تپه­های یخ زده، پینگوها و یخچال­های صخره­ای می­باشد. روی کره زمین بیشتر این رخساره­ها تحت شرایط اقلیمی توسعه می­یابند که هم گرمتر و هم مرطوب تر از شرایط رخساره‌های یخچالی سرد می­باشند (Baker, 2001). مفهوم ضمنی برای تغییر اقلیمی گذشته روی مریخ، عمیق هستند چون یخچال­ها نیاز به جابجایی اساسی بخار اتمسفری برای پایداری توده برفی دارند که تعادل توده­ای مثبت مورد نیاز برای رشد یخچالی را تولید می­کند.
رخساره­های یخچالی مریخ بصورت فرسایشی (شیارها، تپه­های دوکی شکل حجاری شده، دروملین­ها، هورن­ها، سیرک­ها و دره­های تونلی)، بصورت رسوبی (اسکرها، مورن­ها و کام­ها)، و بصورت حاشیه یخی (دشتهای برون شست، دیگچال­ها و دشت­های دریاچه­های یخچالی) هستند. البته، اسامی رخساره همه عناوین ژنتیکی هستند، و گزینه­های موقتی برای بیشتر آنها پیشنهاد شده است. به هرحال، چیزی که موقتی نیست، این هست که همه رخساره­های یخچالی در اجتماعات مکانی رخ می­دهند، مبدأیی به انتهایی، با توجه به کناره­های یخ گذشته، که در یک جایگاه زمینی آشکار خواهند بود. نواحی انجماد گذشته روی مریخ (Kargel and Strom, 1992) شامل قله­های آتشفشان­های خیلی بلند، زمین­های مرتفع احاطه کنندۀ حوضه­های فشاری بزرگ (عکس 44) و مناطق قطبی می­باشند، جایی که کلاهک­های یخی در طول بخش­هایی از عهد دقیانوس، خیلی وسیع­تر بودند.

عکس 44: نمای مورب از حوضه فشارشی مریخی، که توسط زمین­های مرتفع کوهستانی (در مرکز) احاطه شده­اند، بسیاری از آنها شامل عوارض یخچالی می­شوند (Kargel and Strom, 1992). به ابرهای مرتفع در اتمسفر مریخ در افق توجه کنید.
 
آینده ژئومورفولوژی (The future of geomorphology)
مدت زیادی معلوم شده که مرز جدید ژئومورفولوژی، هم به عنوان یک موضوع کشف فیزیکی و هم به عنوان یک چالش ذهنی، در مطالعات مقایسه­ای سطوح سیاره­ای قرار دارد. بطور واضح، این موضوع تا حدودی به وسیلۀ شارپ[98] (1980) در زیر خلاصه شده است:
اکتشافات سیاره­ای ثابت کرده است که یک خیابان دوطرفه است. این موضوع فقط علاقه­ای در فرایندها و عوارض سطح کره زمین به عنوان آنالوگ­هایی، به وجود نیاورده است، آن نیز باعث ایجاد توجه ژئولوژیست­های زمینی در مورد کره زمین بخاطر عوارض و روابطی که روی دیگر سطوح سیاره­ای بهتر نمایش داده شده است، می­باشد. حفره­های فشاری خیلی وسیع روی کره­های ماه، عطارد و مریخ، یک نمونه شناخته شده­ای می­باشد. مثال دیگر، اندازه بزرگ عوارض، نظیر زمین لغزش­های بزرگ و شواهد گسترده­ای از فرونشست و فروریختگی بزرگ مقیاس در روی مریخ می­باشد، که ما را وادار به فکر کردن دربارۀ اینکه عوارض روی کره زمین ممکن است خیلی کوچک مقیاس باشند، می­کند. یکی از درس‌های فضا، «بزرگ فکر کردن» می باشد.
 
References
Baker, V.R. (1982) The Channels of Mars, Austin, TX: University of Texas Press.
Baker, V.R. (1984) Planetary geomorphology, Journal of Geological Education 32, 236–246.
——(1985) Relief forms on planets, in A. Pitty (ed.) Themes in Geomorphology, 245–259, London:Croom Helm.
——(1993) Extraterrestrial geomorphology: science and philosophy of Earthlike planetary landscapes, Geomorphology 7, 9–35.
——(2001) Water and the Martian landscape, Nature 412, 228–236.
Baker, V.R., Komatsu, G., Parker, T.J., Kargel, J.S. and Lewis, J.S. (1992) Channels and valleys on Venus: preliminary analysis of Magellan data, Journal of Geophysical Research 97, 13,421–13,444.
Dorn, R.I. (2002) Analysis of geomorphology citations in the last quarter of the 20th century, Earth Surface Processes and Landforms 27, 667–672.
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.
Greeley, R. (1994) Planetary Landscapes, Dordrecht, The Netherlands: Kluwer Academic.
Kargel, J.S. and Strom, R.G. (1992) Ancient glaciation on Mars, Geology 20, 3–7.
Mutch, T.A. (1979) Planetary surfaces, Reviews of Geophysics and Space Physics 17, 1,694–1,722.
Sharp, R.P. (1980) Geomorphological processes on terrestrial planetary surfaces, Annual Review of Earth and Planetary Surfaces 8, 231–261.
SEE ALSO: astrobleme; crater; geomorphology.
VICTOR R. BAKER          (مترجم: سید حجت موسوی)
 
[1] - Cameron and Pritchard
[2] - Dalrymple
[3]- Delaware
[4]- Chesapeake
[5]- Thames and Mersey
[6]- Seine
[7]- Batesman
[8]- Mobile
[9]- Pamlico Sound
[10]- Clarence and Narooma
[11]- Oslo Fjord
[12]- Norway and Puget Sound
[13]- San Francisco
[14]- Dalrymple
[15]- Cobequid Bay-Salmon River
[16]- BEACHEs
[17]- Re-entrant
[18]- ETCHING
[19]- PENEPLAIN
[20]- Etchplain
[21]- B. Willis
[22]- E.J. Wayland
[23]- Etchplanation
[24]- Büdel
[25]- Central European geomorphological community
[26]- SAPROLITE
[27]- Wayland and Willis
[28]- Wayland
[29]- Pedimentation
[30]- Eustatic
[31]- Suess
[32]- Daly
[33]- Mörner
[34] -Geoidal
[35]- Topex/Poseidon
[36]- SEA-LEVEL
[37]- EUSTASY
[38]- Foraminifera
[39]- Milankovitch
[40]- El Niño
[41]- EVORSION
[42]- EXFOLIATION
[43]- UNLOADING
[44]- HYDRATION
[45]- Kyle in Zimbabwe
[46]- EXHUMED LANDFORM
[47]- Laurentian and Baltic
[48]- Minnesota
[49]- Kuppenalb
[50]- Kaolinite
[51]- Montmorillonite
[52]- Smectite
[53]- GILGAI
[54]- Cation
[55]- Plasticity Index
[56]- Vertisols
[57]- Argillipedoturbation
[58]- Black Cotton
[59]- Deccan plateau
[60]- Ustert
[61]- Gilgai
[62]- Oedometer
[63]- Consolidometer
[64]- EXPERIMENTAL GEOMORPHOLOGY
[65]- Church
[66]- Church
[67]- Schumm
[68]- Slaymaker
[69]- Church
[70]- Schumm
[71]- Hooke
[72]- EXTRATERRESTRIAL GEOMORPHOLOGY
[73]- Dorn
[74]- Galileo Galilei
[75]- Robert Hooke
[76]- Sir Isaac Newton
[77]- Hooke
[78]- Grove Karl Gilbert
[79]- Mutch
[80]- Planetary Geomorphology
[81]- Extraterrestrial Geomorphology
[82]- Asteroid Belt
[83]- Io
[84]- Europa
[85]- Ganymede
[86]- Callisto
[87]- Miranda
[88]- cryovolcanism
[89]- Titan
[90]- Cassini
[91]- Olympus Mons
[92]- Voyager
[93]- MASS MOVEMENT
[94]- YARDANG
[95]- Baker
[96]- Cryolithosphere
[97]- Mars Global Surveyor Orbiter
[98]- Sharp
دفعات مشاهده: 47 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 0.103 seconds with 885 queries by yektaweb 3506