[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 Glacilacustrine تا Global Warming ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
واژه اول ترجمه نشده است
 
 
GLACILACUSTRINE (GLACIOLACUSTRINE)
Modern and ancient glacilacustrine deposits tend to be variable in grain size, mineralogy, bedding thickness and sedimentary structures, reflecting the broad range of settings in which they accumulate. Glacial lakes may originate from ice erosion of bedrock, in depressions of glacial deposits, or be impounded behind drainage barriers composed of moraine, outwash or ice (Hutchinson 1957). Today, lakes of glacial origin outnumber all other lake types combined. However, most present-day glacial lakes owe their origin to Pleistocene glacial activities and are now under no direct influence of glaciers. Thus it is useful to distinguish glacial lakes and their deposits from those of glacier-fed lakes, and to divide the latter into those bordered by an actively calving glacier (ice-contact or proglacial lakes) and those located downstream (non-contact or distal lake) (Ashley et al. 1985).
Most of the material deposited in glacial lakes  comes from sediment in suspension and bedload in glacial meltwater streams. Additional contributions  may be derived from slope processes delivering  sediment directly into the lake (slope wash, avalanching, debris torrents, for example), atmospheric precipitation (including volcanic events), hydrochemical precipitation, biogenic activity, upwelling of material from groundwater flow, and resuspension from bottom current activity. Deltas form where a meltwater stream or the glacier itself enters a lake. Sudden flow expansion causes an abrupt decrease in stream velocity and  competence, which in turn results in rapid deposition of coarser material (see GLACIDELTAIC (GLACIODELTAIC) ). At ice margins, other glacilacustrine sediments are also deposited, including subaquatic flow tills, formed by gravity deposits from debris-rich glacier ice standing in a lake. Icebergs can release particles either individually, dropstones, or in conical debris mounds on the lake floor.
The bulk of sediment discharge into a glacial lake comes from glacial streams during the spring and summer-melt period. Concentrations of suspended sediments are highly variable, with values ranging from a few mg l_1 to g l_1 in extreme cases. Density differences between inflowing stream waters and glacial lakes result largely from  differences in suspended sediment concentrations and temperature. With strong density contrasts, the incoming stream water will maintain its integrity and flow into the lake as a discrete density current, either as an overflow (if its density is less than the lake water), an interflow (strong thermal stratification may result in flow along the thermocline), or underflow (if the inflowing water is more dense). The highly seasonal and weather-dependent nature of glacial-river discharge, temperature and suspended sediment concentration, together with the normal seasonal evolution of lake thermal structure, result in changing and often complex mixing and sedimentation patterns at different stages of the year. The resulting rhythmic deposition of sediments is a signature of many ice-contact and distal glacierfed lakes.
Turbid underflows, high-density currents generated by underflowing sediment laden river water which produce quasi-continuous currents, and episodic surge-type currents formed by subaqueous slumping (velocities may range up 1ms_1) both transfer suspended sediment and a large quantity of bedload directly to deeper parts of the lake floor. A distinctive suite of graded
deposits often characterized by ripple-drift and cross-laminations result. In lakes where underflows dominate, the descent of turbidity currents down the basin sides may inhibit deposition and in places may cause active erosion. When and where underflow activity is not evident, such as during winter months or due to fluctuations in discharge, settling of particles takes place from sediment suspended in the water column. The resulting deposits, normally only a few millimetres to centimetres thick, grade from siltyclay at the base to fine clay at the top. They often terminate abruptly with a sharp contact, due to a new underflow influx of coarse material. In the most distal areas of glacial lakes, variations in sediment inflow may be sufficiently damped to
give rise to homogeneous clays. A signature of many glacial lake floor deposits  are ‘rhythmites’. These are pairs (couplets), composed of light-coloured, silt layers, representing spring flood or storm deposits, and dark, clay layers, with higher organic content, representing quiet deposition under winter ice. The contact  between the two layers may be gradational, but more often it is sharp. Multiple laminations may occur within the more proximal silt layers, reflecting short-term fluctuations (hours and days) in sediment influx and dispersal. Local factors, load and volume of the meltwater stream, the depth of the lake and relief of its floor, the strength of the currents and the distance from the point of entry into the lake, affect the thickness of the couplets (Menounos 2002). A recurring theme in discussions of rhythmites is their periodicity. De Geer (1912) introduced the term ‘varves’ to describe annual couplets. Non-annual glacilacustrine rhythmites can be formed from  sudden fluctuations of discharge and sediment  load, sometimes from OUTBURST FLOODs, cold and warm spells of a non-annual nature,  episodic slope activity, or periodic action of storms stirring up lake waters (Sturm 1979). Great care must be taken to establish a reliable, independent chronology for rhythmites, especially if they are to be used as a geochronological tool (Brauer and Negendank 2002). Varved glacilacustrine deposits have been used to interpret high-resolution records of paleoenvironmental conditions; notably, climate, glacial activity, mineralogy of drainage areas, and changes in water level, temperature and trophic state (see, for example, Karlen 1976; Leonard 1986).
Shoreline processes in glacial lakes are similar to those in lakes in other environments. Lake waters standing at particular levels create strandlines with wave-eroded scarps, beaches, small
deltas and terraces. Coarse-washed gravel, cobble and boulder deposits may accumulate where waves erode older glacigenic (e.g. till) deposits. In glacial lakes, wave activity may be inhibited for part of the year by the presence of ice cover. The effects of movement of ice cover against the shore, due either to thermal expansion or wind coupling, produce small ice-push features, which may reach heights up to a few metres. The inclination of glacial strandlines (commonly 1 or 2mkm_1) gives important insight into the rebound and tilting since ice unloaded certain areas. Water levels in many ice-contact lakes fluctuate widely, a consequence of meltwater filling and subsequent ice-dam collapse and drainage. This has important effects on lake-bottom sediments, through scouring and slumping, as well as ancillary effects due to changing wave base, iceberg grounding and adjustments of distribution patterns of suspended sediments.
References
Ashley, G.M., Shaw, J. and Smith, N.D. (1985) Glacial sedimentary environments, Society of Paleontologists and Mineralogists, Short Course 15, Tulsa, OK.
Brauer, A. and Negendank, J.F.W. (2002) The value of annually laminated lake sediments in paleoenvironmental reconstruction, Quaternary International 88, 1–3.
De Geer, G. (1912) A geochronology of the last 12,000 years, 11th International Geological Congress
(Stockholm, 1910) 1, 241–1, 258. Hutchinson, G.E. (1957) A Treatise on Limnology. Geography, Physics and Chemistry, New York: Wiley.
Karlen, W. (1976) Lacustrine sediments and tree-limit variations as indicators of Holocene climatic fluctuations in Lappland, Northern Sweden, Geografiska Annaler 58A, 1–34.
Leonard, E. (1986) Varve studies at Hector Lakes, Alberta, Canada, and their relationship to glacial activity and sedimentation, Quaternary Research 25, 199–214.
Menounos, B. (2002) Climate, fine-sediment transport linkages, Coast Mountains, British Columbia, Ph.D. Thesis, Department of Geography, The University of British Columbia, Vancouver, Canada.
Sturm, M. (1979) Origin and composition of clastic varves, in C. Schluchter (ed.) Moraines and Varves, 281–285, Rotterdam: Balkema.
SEE ALSO: glacier; glacideltaic; glacifluvial
CATHERINE SOUCH
 
 
 
 
واژه اول ترجمه نشده است
GLACIMARINE (GLACIOMARINE)   - دریاچه‌های یخچالی
 معمولاً رسوبات دریاچه‌ای یخچالی جدید و قدیمی ازنظر اندازه ذرات، کانی‌شناسی، ضخامت لایه‌بندی و ساختارهای رسوبی متغیر هستند که نشان‌دهنده بازه گسترده‌ای از شرایطی است که در آن تجمع یافته‌اند. دریاچه‌های یخچالی ممکن است براثر فرسایش یخی سنگ‌بستر در طول فرونشینی رسوبات یخچالی منشأ گرفته باشند یا اینکه به پشت سدهای زه‌کشی تشکیل شده از مورن، برون‌شویی یا یخ رانده شوند (Hutchinson1957). امروزه دریاچه‌های دارای منشأ یخچالی به‌مراتب بیشتر از سایر دریاچه‌ها هستند. هرچند اغلب دریاچه‌های یخچالی عهد حاضر، اکنون تحت تأثیر مستقیم یخچال‌ها نیستند منشأ خودشان را مدیون فعالیت‌های یخچالی پلئیستوسن هستند. بنابراین تمایز بین دریاچه‌های یخچالی و رسوبات آن‌ها از دریاچه‌هایی که توسط یخچال‌ها تغذیه می‌شوند مفید بوده و تقسیم‌بندی آن‌ها به دو گروه شامل آن‌هایی که در مجاورت یخچال‌های یخ زایی فعال داشته (دریاچه‌های جلو یخچالی و در تماس با یخ) و آن‌هایی که در پائین‌دست یخچال قرار دارند (بدون تماس-یخچال انتهائی) (Ashley et al. 1985) مفید خواهد بود.
بخش اعظم مواد رسوب‌گذاری شده در دریاچه‌های یخچالی از بار رسوبی معلق و یا بار بستر موجود در رودخانه‌های حاصل از ذوب یخچال منشأ می‌گیرند. برخی مواد رسوبی اضافی نیز ممکن است از طریق فرآیندهای آورد مستقیم رسوب از دامنه به دریاچه (مانند شیب شویی، ریزش بهمن، سیلاب آواری)، بارش‌های جوی (ازجمله وقایع آتش‌فشانی)، رسوب‌گذاری هیدرو شیمیایی، فعالیت‌های زیستی، بالاآمدگی مواد توسط جریان آب زیرزمینی و تعلیق دوباره ناشی از جریان بستر منشأ بگیرند.
دلتاها مناطقی را که جریان‌های حاصل از ذوب برف یا خود یخچال وارد دریاچه می‌شود، شکل می‌دهند. گسترش ناگهانی جریان باعث کاهش ناگهانی سرعت جریان و یا اثرگذاری می‌شود که به‌نوبه خود منجر به فرونشینی سریع ذرات درشت‌تر می‌شود (گلاسی دلتائیک (گلاسیو دلتائیک))  را ببینید. در حواشی یخی، سایر رسوبات دریاچه‌ای یخچالی ازجمله تیل‌های زیرآبی تشکیل توسط شده رسوبات گرانشی ناشی از یخ‌های یخچال حاوی ذرات آواری موجود در دریاچه هشته می‌شوند. آیس برگ‌ها می‌توانند به‌طور منفرد ذرات را به درون دریاچه رها نمایند یا اینکه قطعات بزرگ را در کف دریاچه ایجاد نمایند.
بخش عمده‌ای از جریان رسوبات به دریاچه‌های یخچالی از طریق جریان‌های یخچالی حاصل از ذوب برف در طول فصول بهار و تابستان تأمین می‌گردد. غلظت رسوبات معلق در این جریانات بسیار متنوع است و از چند میلی‌گرم در لیتر تا میزان چند گرم در لیتر در موارد استثنائی تغییر می‌نماید. اختلاف چگالی بین جریان‌های آب وارده و دریاچه یخچالی تا حد زیادی ناشی از غلظت رسوبات معلق و دما می‌باشد. جریان ورودی با توجه به اختلاف چگالی زیاد، یکپارچگی خودش را حفظ خواهد کرد و به دریاچه به‌عنوان جریانی دارای چگالی گسسته، چه به‌عنوان جریان سرریز (اگر دانسیته آن کمتر از آب دریاچه باشد) یا جریان میان ریز (ممکن است جریان دارای لایه‌بندی دمایی در طول ترموکلاین باشد) یا جریان پایین‌ریز (اگر دانسیته آن بیشتر از آب دریاچه باشد) وارد شود. ماهیت وابسته به آب‌وهوا، جریانات یخچالی، دما و غلظت رسوبات معلق به همراه تحولات فصلی در ساختار دمایی دریاچه، موجب تغییر و اختلاط اغلب پیچیده و ایجاد الگوهای رسوبی در مراحل مختلف در طول سال می‌شود. رسوب‌گذاری ریتمیک منتجه، وجه مشخصه بسیاری از دریاچه‌های در تماس با یخ[1] و تحت تغذیه رسوبات یخچالی است.
جریان‌های گل‌آلوده زیرین دارای چگالی زیاد ناشی از رودخانه‌های پر از بار رسوبی که جریان‌های نیمه ادامه‌دار را تولید می‌کند، به همراه جریان‌های موج‌دار شکل‌گرفته از فرورفتن یک‌باره آب (سرعت آن ممکن است به بیش از یک متر بر ثانیه برسد)، موجب انتقال مستقیم رسوبات معلق و حجم عظیمی از بار بستر به بخش‌های عمیق کف دریاچه می‌شود. ازجمله مشخصه‌های یک مجموعه متمایز از رسوبات دانه‌بندی شده، می‌توان گفت که اغلب دارای ساختار‌های رانه شکنجی و چینه‌بندی متقاطع هستند. دریاچه‌هایی که جریان‌های زیر رونده در آن غالب است، کاهش جریان‌های گل‌آلوده به سمت پایین و به کناره‌های حوضه ممکن از مانع رسوب‌گذاری و در برخی جاها حتی موجب فعال شدن عمل فرسایش بشود.
در مواقعی که فعالیت‌های زیر رونده مشهود نیست، به‌عنوان‌مثال در ماه‌های زمستان یا درنتیجه نوسانات دبی، ذرات رسوب معلق در ستون آب، ته‌نشین می‌شوند. اندازه رسوبات منتج شده که عموماً چند میلی‌متر تا چند سانتی‌متر ضخامت دارند، از کف به سمت بالا از رس سیلتی تا رس ریزدانه تغییر می‌کند. این توالی رسوبی به علت ورود جریان‌های زیر رونده دارای ذرات درشت‌دانه، به‌طور ناگهانی و با یک سطح تماس شارپ و ناگهانی به پایان می‌رسد.
یکی از مشخصه‌های رسوبات کف دریاچه، ریتمیت‌ها هستند. این رسوبات درواقع زوج‌هایی هستند که از لایه‌های روشن سیلت به‌عنوان نماینده سیلاب‌های بهاره و یا رسوبات طوفانی و لایه‌های تیره رسی با محتوی ارگانیک کمتر نماینده رسوب‌گذاری در آرام در زیر یخ‌های زمستانی، تشکیل شده‌اند. سطح تماس بین این لایه اگرچه گاهی ممکن است تدریجی باشد اما در اکثر مواقع دارای سطح تماس شارپ هستند. البته ممکن است در لایه‌های سیلتی که نزدیک‌تر مبدأ هستند، چینه‌بندی چندگانه دیده بشود که نشانه نوسانات کوتاه‌مدت (در حد چند ساعت یا چند روز) در هنگام ورود و توزیع رسوبات است. فاکتورهای محلی شامل بار و حجم آب ناشی از ذوب یخ، عمق دریاچه و برجستگی کف آن، قدرت جریانات و فاصله آن از نقطه ورود به دریاچه، ضخامت این لایه‌های مزدوج را تحت تأثیر قرار می‌دهد (Menounos 2002). موضوع تکراری در مباحث ریتمیت‌ها، تناوبی بودن آن‌ها است. دگیر[2] (1912) اصطلاح سالچینه‌ها[3] (وارو) را برای توصیف زوج لایه‌های سالیانه معرفی می‌نماید. ریتمیت‌های دریاچه یخچالی غیر سالیانه می‌توانند درنتیجه نوسانات ناگهانی دبی و بار رسوب، گاهی در اثر سیلاب‌های طغیانی، جریان‌های سرد و گرم از یک طبیعت غیر سالیانه، فعالیت شیب دوره‌ای و یا حرکت‌ دوره‌ای هم زننده آب دریاچه به وجود آمده باشد (Sturm 1979). بایستی درزمینه  ایجاد شرح وقایع زمانی ریتمیت‌ها مخصوصاً زمانی که به‌عنوان ابزاری جهت زمان زمین‌شناسی بکار می‌روند دقت شود که قابل‌اتکا و مستقل باشند (Brauer and Negendank 2002). رسوبات سالچینه‌ای  دریاچه یخچالی جهت تفسیر نشانه‌های شرایط محیط‌های قدیمه به‌ویژه آب‌وهوا، فعالیت‌های یخچالی، کانی‌شناسی محیط‌های زه‌کشی و تغییرات در سطح آب، دما و وضعیت تغذیه‌ای محیط به کار می‌رود (Karlen 1976 و Leonard 1986 را ببینید).
فرایند خط ساحلی دریاچه‌های یخچالی مشابه سایر دریاچه در محیط‌های دیگر است. آب‌های دریاچه با ایستادن در ترازهای خاص، خط ساحلی با پرتگاه‌های فرسایش یافته توسط موج، سواحل، دلتاهای کوچک و تراس‌های مخصوص آن تراز را ایجاد می‌نمایند. رسوبات گراولی درشت‌دانه و جور شده، کابل[4] و بولدر[5] ممکن است در مکان‌هایی که امواج رسوبات قدیمی‌تر با منشأ یخچالی (به‌عنوان‌مثال تیل‌ها[6]) را می‌فرسایند، تجمع نمایند. فعالیت امواج دریاچه‌های یخچال در برخی مواقع از سال که دریاچه توسط یخ پوشیده می‌شود ممکن است متوقف شود. آثار حرکت یخ در مقابل ساحل که یا از انبساط دمایی و یا پدیده جفت‌شدگی باد[7] ناشی می‌شود، موجب ایجاد جلوه‌های کوچکی از فشار- یخ[8] می‌گردد که ممکن است ارتفاع آن‌ها به چند متر برسد. شیب خطوط ساحلی (معمولاً یک یا دو متر در کیلومتر) درک خوبی درزمینه ٔ واکنش ارتجاعی، به هم خوردگی و کج شدگی مناطق معین از زمانی که بار یخ از آن برداشته شده می‌دهند.
سطح آب در بسیاری از دریاچه‌های در تماس با یخ با توجه به حجم آب ناشی از ذوب یخ‌ها و متعاقب آن تخریب و زه کشی سدهای یخی، دارای نوسانات بسیاری است. این مسئله تأثیرات مهمی بر روی رسوبات کف دریاچه از طریق سایش و تخریب و نیز اثرات جانبی ناشی از تغییر پایه موج، یخسایش پایه کوه یخی (آیس برگ) و تعدیل الگوهای توزیع رسوبات معلق دارد.
References
Ashley, G.M., Shaw, J. and Smith, N.D. (1985) Glacial sedimentary environments, Society of Paleontologists and Mineralogists, Short Course 15, Tulsa, OK.
Brauer, A. and Negendank, J.F.W. (2002) The value of annually laminated lake sediments in paleoenvironmental reconstruction, Quaternary International 88, 1–3.
De Geer, G. (1912) A geochronology of the last 12,000 years, 11th International Geological Congress (Stockholm, 1910) 1, 241–1, 258.
Hutchinson, G.E. (1957) A Treatise on Limnology. Geography, Physics and Chemistry, New York: Wiley.
Karlen, W. (1976) Lacustrine sediments and tree-limit variations as indicators of Holocene climatic fluctuations in Lappland, Northern Sweden, Geografiska Annaler 58A, 1–34.
Leonard, E. (1986) Varve studies at Hector Lakes, Alberta, Canada, and their relationship to glacial activity and sedimentation, Quaternary Research 25, 199–214.
Menounos, B. (2002) Climate, fine-sediment transport linkages, Coast Mountains, British Columbia, Ph.D. Thesis, Department of Geography, The University of British Columbia, Vancouver, Canada.
Sturm, M. (1979) Origin and composition of clastic varves, in C. Schlüchter (ed.) Moraines and Varves, 281–285, Rotterdam: Balkema.
SEE ALSO: glacier; glacideltaic; glacifluvial
 
CATHERINE SOUCH (مترجم: جواد دولتی)
 
   
 GLACIPRESSURE (GLACIOPRESSURE)- یخچال دریایی (گلاسیومارین)
 اصطلاح گلاسی مارین به سایر اصطلاحات مشابه نظیر گلاسیال مارین[9]  گلاسیال-مارین[10] و گلاسیومارین ارجحیت دارد. چراکه ازنظر ریشه‌ای دو کلمه که هر دو دارای ریشه لاتین می‌باشند توسط حرف «آی (i)» به یکدیگر متصل شده‌اند. برتری دیگری که می‌توان برای واژه گلاسی مارین قائل شد تعریف فراگیر این اصلاح است که شکل زمین، سیستم‌های رسوبی، چینه‌شناسی و اشکال زندگی را در برمی‌گیرد.
سیستم‌های یخچال دریایی ترکیبی از فرایندهای یخچالی و دریایی است که مخلوط تقریباً هم‌زمانی از نهشته‌ای رسوبی سیلیسی-آواری اولیه و بیوژنیک است تولید می‌نماید. وجه مشخصه رسوب خشکی، یخ‌رفتگی و راین‌اوت واریزه‌ها (IRD)، بوسیله جریان تغذیه‌کننده توده سرریز گل‌آلود، با ته نشست نهایی ذرات معلق، به همراه جریان‌های جرم، سنگ ریزش از سطح تماس یخ و سیستم‌های خشکی خط ساحلی، حمل‌شده توسط باد که نهایتاً درون آب ته نشین می‌شود (شاید از طریق یخ دریایی) و فرآیندهای فلات قاره نظیر انتقال موازی ساحل، می‌باشد. یخچال‌‌های دریایی در رژیم‌های آب‌وهوایی مختلف (و یخچال‌شناسی) از قطبی تا نمیه‌قطبی، تا خنک و معتدل بوجود می‌آیند و fjordها و مناطق نزدیک ساحل، فلات‌های قاره و دریاهای عمیق را در بر می‌گیرد.
سیستم‌های رسوبی خطی کف دریا[11] در سطح تماس یخچال با کف دریا تشکیل می‌شوند. این رسوبات اغلب به شکل نواری (نوار مورینی[12] (برخی از واژگان جایگزین کمتر مصطلح شامل مورین، مورین زیردریایی و نوار مورین))، مخروطی (خطی کف دریا[13] برخی از واژگان جایگزین کمتر مصطلح شامل مخروط زیر شویی[14]، مخروط یخچال دریایی و مخروط در سطح تماس با یخ زیردریایی) و تیغه‌ای (تیغه خط یا زون کف دریایی یا مخروط تغاری-دهانه‌ای[15] برخی از واژگان جایگزین کمتر مصطلح شامل زبانه‌ی تیل، دلتای تیل، دلتای زیر یخچالی و کف دیامیکت[16]) را به خود می‌گیرند. سیستم‌های خطی کف دریا مخلوطی از رخساره‌های تیل، دیامیکشن یخچال دریایی (دارای چینه‌بندی یا توده‌ای)، گل گراولی دارای چینه‌بندی (مثلاً Cyclopels یا Cyclopsams و یا توده‌ای) ماسه و گراول بد یا خوب جور شده (دارای چینه‌بندی یا توده‌ای)، ماسه و گل میان لایه‌ای (به‌عنوان‌مثال توربیدایت‌ها) (برای جزئیات نگاه شود به بخش مطالعه بیشتر)، می‌باشند.
تیل همراه تعدیل‌کننده‌های گوناگون (به‌عنوان‌مثال واترلین تیل یا پاراتیل[17]) به‌عنوان اصطلاح تکوینی برای یخچال‌های دریایی دیامیکت مورد استفاده قرار گرفته است، اگرچه تیل‌ها بهترین واژه جهت معرفی رسوباتی که به‌طور مستقیم و بدون هیچ تغییری تحت تأثیر فرایندهایی نظیر جریان سیلابی و یا بارش به وجود آمده‌اند، می‌باشد. بنابراین یخچال‌ دریایی دیامیکت ارجح است و اگر چنانچه توصیفات تکوینی امکان‌پذیر باشد آنگاه اصطلاحاتی نظیر رسوب جریان آواری (دبریت)، بارش دیامیکت (ناشی از یخ‌رفت) یا توربیت یخ-کیل[18] (به وجود آمده از کیل‌های آیس برگ یا یخ دریایی) مورد استفاده قرار می‌گیرند. دیامیکت شلف استون یا دیامیکت برگ استون بسته به اینکه منشأ ذرات آواری به ترتیب فلات یخی یا آیس‌برگ باشد، ممکن است به‌عنوان اصطلاحات محیطی خاص بارش دیامیکت‌ها، بکار رود.
در ورای این سیستم‌های یخی که عمدتاً تا فاصله دو یا چندین کیلومتری از خط کف دریا گسترش می‌یابند، یخ‌های مبدائی[19] (بافاصله حدود 10 کیلومتری از خط کف دریا) و سیستم‌های یخچال دریایی یخ‌های دور[20] (تا هزاران کیلومتر دورتر از خط کف دریا، به‌عنوان‌مثال لایه‌های هنریش[21]) وجود دارند. این فاصله‌ها نسبت به خط کف دریا هستند و ممکن است درون یک زون آیس برگ با فلات یخی قرار گرفته باشند. تشکیل‌دهنده‌های اصلی یخچالی از IRD ها، مواد معلق در حال ته‌نشینی و در موارد معدود انتقال بادی منشأ می‌گیرند. بسته به نرخ تجمع نسبی IRD ها و رسوب ماتریکسی که اغلب از ذوب جریانات برف ناشی می‌شود، نهشته‌ها یا از نوع گل گراولی و دیامیکت می‌باشند. ماتریکس تحت نیروی جریان و نرخ رسوب‌گذاری بیشتر و یا تحت پوشش یخ ادامه‌دار (که میزان بایوتوربیداسیون را کنترل می‌نماید)، دارای لایه‌بندی می‌شود و در غیر این صورت توده‌ای است. هرچند نرخ‌های رسوب‌گذاری بی‌نهایت زیاد به همراه جریان‌های تحتانی اندک نیز می‌تواند نهشته‌های توده‌ای را به وجود آورد.
یخ‌رفت‌ها از طریق سه نوع یخ شامل فلات‌های یخی و زبانه‌های یخچالی شناور (ISRD)، آیس برگ‌ها (IBRD) و یخ‌های دریایی (SIRD)، به وجود می‌آیند که در صورت امکان شناسایی آن‌ها می‌تواند مفید باشد. شاید بهتر باشد یخ‌رفت دریایی از سیستم‌های یخچال دریایی مستثنا شود چراکه این یخ‌رفت‌ها لزوماً یخچالی نیستند و ممکن است تحت شرایط غیر یخچالی هم تشکیل بشوند. هرچند در اغلب اوقات تمایز بین SIRD ها از انواع دیگر IRD امکان‌پذیر نیست و بنابراین این دسته نیز عموماً جزوی از سیستم‌های یخچال دریایی در نظر گرفته می‌شود. حصول اطمینان از اینکه رفتگی ذره توسط ریشه درختان یا گیاهان دریایی ایجاد نشده باشد نیز دارای اهمیت است. واژه فرانسوی گلاسیل[22]برای رسوبات شامل IBRD و SIRD پیشنهاد گردیده است که البته چندان مورد استفاده قرار نمی‌گیرد.
اجزای بیوژنیک در رسوبات یخچال دریایی با سیلاب رسوبات خشکی پایین‌تر و آب ذوب شده که یا دارای فاصله از یک پایانه یخچالی و یا در آب‌وهوای سردسیر هستند، بیشتر عمومی می‌شوند. اجزای مهم ازنظر زمین‌شناسی شامل میکرو فسیل‌ها و ماکرو فسیل‌های مختلف هستند، اما معمولاً دیاتوم‌ها غالب هستند و اغلب مادستون‌های دیاتومی و یا اوزهای دیاتومی (دیاتومیت) را تشکیل می‌دهند. میزان حاصلخیزی و تنوع موجود دریا ممکن است به میزان گسترش دریا-یخ، ضخامت و طول فصول، دمای آب دریا و تغییرات شوری، جریان up-welling (شامل منطقه آب آزاد دریای یخ[23]) وابسته باشد، بنابراین این شواهد نشانه‌های بسیار دقیقی از وضعیت آب‌وهوایی را ارائه می‌دهند.
ازجمله اشکال مهم ازنظر مورفولوژی در محیط‌های یخچال دریایی عبارت‌اند از آبدره[24]، تغارهای تاق متقاطع[25] (تغارهای زیردریایی یا دره‌های دریایی)، پشته جریان یخ بینابینی[26]، ابر ساختارهای خطی[27] (اشکال بزرگ‌مقیاس نظیر فلوت‌ها)، فلوت‌ها، سیستم‌های خطی کف دریا[28]، آیس‌برگ‌ها اسکاورهای یخ دریایی[29]، پلاو[30] و یا والوها[31] و سنگ‌فرش‌های بولدری شیاری[32].
محیط‌ یخچال دریایی شامل سیستم‌های رسوبی و فرآیندهای است که خاص مناطق کم ارتفاع‌تر هستند که ازجمله آن‌ها می‌توان به دلتاها، دلتاهای مخروط افکنه‌ای، خلیج دهانه‌ای، جلگه‌های تایدال، خطوط ساحلی ماسه‌ای خطی، تاق‌ها و سیستم‌های آب‌ عمیق که عموماً ممکن است شاخصی برای فعالیت‌های یخ که در بالا بحث گردید باشند، اشاره نمود. از جمله این موارد می‌توان به نبودها، سطوح فرسایشی، شکاف‌ها و مقاطع فشرده شده نشأت گرفته از فعالیت دوباره جریان‌های دریایی، منبعث از کمبود رسوب‌گذاری تحت مناطق یخی بزرگ یا در مناطق دوردست یخی در طول عقب نششینی یخچال و حرکات ارتجاعی ایزو استاتیک را شکل می‌دهد. در قیاس با outwash یخچال‌های خشکی و سیستم‌های دریاچه‌ای زمینی، سیستم‌های دریایی پارایخچالی در جایی که یخچال‌ها به خشکی ختم می شود بوجود می‌آیند، اما پودر سنگ یخچالی حاصل از آن به‌عنوان گل دریایی احتمالاً شامل SIRDها، تجمع می‌یابد.
Further reading
Anderson, J.B. (1999) Antarctic Marine Geology, Cambridge: Cambridge University Press.
Anderson, J.B. and Ashley, G.M. (eds) (1991) Glacial Marine Sedimentation: Paleoclimatic Significance, Special Paper 261, Boulder, CO: Geological Society of America.
Davies, T.A., Bell., T., Cooper, A.K., Josenhans, H., Polyak, L., Solheim, A., Stoker, M.S. and Stravers, J.A. (eds) (1997) Glaciated Continental Margins: An Atlas of Acoustic Images, New York: Chapman and Hall.
Dowdeswell, J.A. and Ó Cofaigh, C. (eds) (2002) Glacier Influenced Sedimentation on High Latitude Continental Margins, Special Publication No. 203, London: Geological Society.
Dowdeswell, J.A. and Scourse, J.D. (eds) (1990) Glacimarine Environments: Processes and Sediments,
Special Publication No. 53, London: Geological Society.
Molnia, B.F. (ed.) (1983) Glacial-Marine Sedimentation, New York: Plenum Press.
Powell, R.D. and Elverhøi, A. (eds) (1989) Modern Glacimarine Environments: Glacial and Marine Controls of Modern Lithofacies and Biofacies, Marine Geology 85, III-416.
Syvitski, J.P.M., Burrell, D.C. and Skei, J.M. (1987) Fjords: Processes and Products, Berlin: SpringerVerlag.
 
ROSS D. POWELL (مترجم: جواد دولتی)
GLACIPRESSURE (GLACIOPRESSURE) فشار یخچالی
اصطلاح فشاریخچالی یا یخچال فشارشی در سال 1973 توسط پانیزا[33] جهت توصیف فشار یخ بر بخش باریکی از یک دره بویژه در پیوستگاه زبانه‌های یخچالی در مناطقی که تحت تاثیر پیشرفت یخچالی پلیوستوسن شدید است، بکار گرفته شد. این مسئله سبب تغییر شکل سنگ‌ها در تناظر با سطوح ناپیوستگی ساختاری از جمله لایه بندی، درزو شکاف و غیره می‌شوند، که در ساختمان سطوح شیبدار معمول هستند. در حقیقت برخی از زمین‌لغزش‌هایی که در زمان پیش یخچالی و پست یخچالی رخ داده‌اند، در آلپ مشاهده شده‌اند و مخصوصاً در منطقه دولومیت: آن زمین‌لغزش‌ها از طریق تخلیه کششی به دنبال از دست دادن فشار قبلی بر روی شیب‌های سنگی از طریق ادغام دو یا تعداد بیشتری یخچال در یک دره باریک، آزاد شده‌اند. حتی اگر ریزش بخش‌هایی از شیب بزرگ قادر باشد زیستگاه‌های انسانی را مستقیماً تحت تاثیر قراردهد و یا اگر کل یک دره را مسدود نماید، با وجود پیامدهای منفی، درجه خطر بی‌نهایت زیاد مفروض در این پدیده، تئوری محض است. در واقع فاصله زمانی طولانی مابین تخلیه شبکه یخچالی تا حال حاضر،  مجموع این اتفاقات را رقم زده است.
References
Panizza, M. (1973) Glaciopressure implications in the production of landslides in the Dolomitic area, Geologia Applicata à Idrogeologia 8(1), 28–298.
MARIO PANIZZA     (مترجم: جواد دولتی)
- GLACIS D’ÉROSION یخچال فرسایشی
یخچال‌های فرسایشی[34] شکلی از پدیمنت هستند، سطحی با شیب ملایم از انتقال و یا فرسایش که سنگ‌ها را خرد می‌نماید و سطوح شیب فرسایشی را به یکدیگر متصل می‌نماید و یا اینکه به سمت مناطق رسوب‌گذاری در سطوح پائین‌تر سرازیر می‌شود (Oberlander, 1989). آبرلاندر[35] (1989) دو نوع اساسی از پدیمنت‌ها را معرفی نموده که عبارتند از: یخچال‌های فرسایشی که سنگهای نرم‌تر مجاور را به یک سرزمین مرتفع پایدارتر فرسایش می‌دهد، و پدیمنت‌های واقعی که در آن تغییری بین لیتولوژی در سرزمین مرتفع و پدیمنت مشاهده نمی‌گردد.
نام یخچال‌های فرسایشی از نتایج مطالعات ژئومورفولوژیست‌های فرانسوی که مثال‌هایی از این لندفرم‌ها را در حاشیه شمالی بیابان ساحارا مطالعه نموده‌اند، یعنی جایی‌که آن لندفرم‌ها بخوبی در حاشیه کوهستان اطلس توسعه یافته‌اند، مشتق شده است (Coque, 1960). این لندفرم‌ها مواد سست مانند رسوبات ترشیری سخت شده را کنده و تمایل دارد که توسط گراول های آبرفتی پوشیده شود که نشان دهنده نقش فرآیندهای آبرفتی در خلق آنها است .(Dresch, 1957) کوهپایه‌های یخچالی اطلس کوهستانی، دارای مورفولوژی متمایز متشکل از یک سری مخروط‌های مسطح به هم آمیخته، که نوک آن‌ها در جایی که کانال‌های جریانی از حوضه‌های زه‌کشی سرزمین‌های مرتفع خارج می شوند قرار دارد، می‌باشند.
شکل نیم رخ های طویل یخچالی از خطی راست تا مقعر تغییر می نمایند، شکل دوم دارای شیبی در حدود ده درجه در بالا دست است که تا حدود 3 درجه و کمتر در پایین کاهش پیدا می‌کند.
یخچال‌ فرسایشی اغلب چند سطح یا تراس را به نمایش می‌گذارد که می‌تواند نشانه‌ای از حوضه‌های زه‌کشی سرزمین مرتفع در جایی‌که تراس‌های رودخانه شکل می‌گیرد، باشد. (نگاه شود به تراس، رودخانه) (Plakht et al. 2000). این اشکال بعنوان یخچال‌های پلکانی یا تو در تو شناخته می‌شوند (Coque and Jauzein 1967که بعنوان یخچال‌های قدیمی‌تر تشکیل شده و توسط کانال‌های جریانی شکافته شده‌اند که پس از آن یخچال‌های جدیدتر در سطحی پائین‌تر را شکل می‌دهند، یخچال‌های جدید درون یخچال قدیمی‌تر اضافه می‌شوند. اشکال بوجود آمده در سطح زمین شبیه مخروط آبرفتی بخش‌بندی شده تلسکوپی بنظر می‌رسد که با توجه به آن برخی از محققان اظهار می‌نمایندکه هر دو نوع تغییرات ایجاد شده در سطح زمین از واکنش یکسان به تغییرات محیطی بوجود آمده‌اند (White 1991). نیمرخهای شیب در گلاسی‌های پلکانی به واگرایی در پایین دست تمایل دارند، از این‌رو مقادیر شیب از قدیم‌ به جدید کاهش می‌یابند. اغلب اوقات  قدیمی‌ترین گلاسی‌ها تنها در پشته‌های رسوبی باریک یا در تپه‌های دور افتاده از مرکز  یافت م[36]ی‌شوند، چراکه تسطیح گلاسی‌های تحتانی به‌طور پیش‌رونده‌ای گلاسی‌های فوقانی را از بین برده‌اند. کوکیو و ژازین[37] (1967) اظهار می‌دارند در کشور تونس، شمار گلاسی‌ها به‌طرز سیستماتیک به سمت جنوب کاهش می یابد (عکس 53). به این صورت که تعداد 5 عدد گلاسی در تونس و همچنین های استپی[38] وجود دارد، در جنوب گفسا[39] نیز تنها 4 عدد گلاسی وجود دارد که بلندترین آن‌ها، تنها بصورت وجود دارد.
گمان می‌رود گلاسی‌های فرسایشی سطوح فرسایشی باشند که در اثر فعالیتهای رودخانه‌ای بوجود آمده و توالی‌های سنگ‌هایی که در مقایسه با سنگ‌های مجاور مناطق مرتفع راحت تر فرسوده می‌شوند را قطع نموده‌اند. شاهد این مدعا اینکه گلاسی‌های پلکانی اغلب در هر دو طرف کانال‌های هم‌زمان خود، ترجیحاً مانند تراس‌های رودخانه‌ای جفت می‌شوند و این حقیقت که گلاسی‌ها تقریباً همیشه توسط لایه‌ای از آبرفت پوشیده شده‌اند. این پوشش آبرفتی می‌تواند تا حدود 15 متر ضخامت داشته باشد، اگرچه ضخامت آن بندرت از 100 متر تجاوز می‌نماید. گلاسی‌های پایین‌تر (جوانتر) معمولاً پوشش آبرفتی نازک‌تری داشته و ضخامت آبرفت به کمتر به سمت لبه‌های دورتر کوهپایه، کاهش می‌یابد. آبرفت‌ها در بالای گلاسی دارای جورشدگی

عکس 53: مجموعه‌ای از گلاسی‌های فرسایشی توسعه یافته در جبل سهیب، جنوب تونس
ضعیف است، که به سمت پایین‌دست جورشدگی بهتر می‌شود. مناطق خشک‌تر پوشش آبرفتی گلاسی به طور متناوب توسط کربنات‌کلسیم یا ژیپس سیمانی شده است، که یک دوری کراست[40] سفت‌شده را شکل می‌دهد. نقش دوری کراست در تشکیل گلاسی مورد تردید است. اگر چه که ممکن است نقش مهمی در حفظ گلاسی‌های قدیمی‌تر ایفا نماید.
کوکیو (1962)، شکل‌گیری گلاسی شمال آفریقا را به عقب‌نشینی شیب در نتیجه تغییرات هوایی نسبت می‌دهد، مخصوصاً اینکه یک توالی از فازهای هوای مرطوب و خشک شناسایی شده که در طول کواترنری، بر روی بیابان ساحارا تاثیر گذاشته است. ایشان یک توالی از تسطیح جانبی را در طول فاز مرطوب تصور می‌نماید، زمانی که رطوبت کافی برای تولید ذرات آواری جهت متعادل ساختن ظرفیت حمل رودخانه‌ها وجود داشت، که امکان فرسایش جانبی را فراهم می‌آورد. این فرآیند توسط یک برش در طول فاز خشک دنبال شد، آن زمان که Downcutting بوسیله بار رسوبی کم‌تر در رودخانه‌ها رواج یافت. بازگشت به شرایط مرطوب‌تر در نتیجه تسطیح جانبی دوباره احیاء شده در یک سطح پائین‌تر ، یک گلاسی جدید را درون بالایی شکل می‌دهد. این مدل یک مدل بسیار ساده شده از پاسخ پیچیده‌ای است که اکنون می‌دانیم کانال‌های رودخانه‌ای نسبت به تغییرات زیست‌محیطی نشان می‌دهند، اما هنوز این باور به‌طور عمومی وجود دارد که تغییرات در سیستم‌های جریانی در نتیجه تغییرات آب‌وهوایی، عامل محرک مبنایی برای شکل‌دهی گلاسی‌های پلکانی محسوب می‌شوند.با توجه به این حقیقت که گلاسی‌های پلکانی به سمت پایین‌دست همگرا هستند، بعید است که تغییرات در سطح مبنا هستند بعید برای در شکل‌دهی آن‌ها دخالتی داشته باشد. همچنین توزیع گسترده گلاسی‌ها در طول مناطق با ویژگی‌های ساختاری مختلف، نقش نئوتکنیک را نیز بعنوان یک فاکتور اصلی در شکل‌گیری آن ها غیرمحتمل می‌نماید.
References
Coque, R. (1960) L’evolution des versants en Tunisie présaharienne, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband 1, 172–177.
Coque, R. (1962) La Tunisie Présaharienne. Etude Géomorphologique, Paris: Armand Colin.
Coque, R. and Jauzein, A. (1967) The geomorphology and Quaternary geology of Tunisia, in L. Martin (ed.) Guidebook to the Geology and History of Tunisia, 227–257, Tripoli: Petroleum Exploration Society of Libya.
Dresch, J. (1957) Pediments et glacis d’érosion, pédiplains et inselbergs, Information Géographique 22, 183–196.
Oberlander, T.M. (1989) Slope and pediment systems, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 56–84, London: Belhaven.
Plakht, J., Patyk-Kara, N. and Gorelikova, N. (2000) Terrace pediments in Makhtesh Ramon, central Negev, Israel, Earth Surface Processes and Landforms 25, 29–39.
White, K. (1991) Geomorphological analysis of piedmont landforms in the Tunisian Southern Atlas using ground data and satellite imagery, Geographical Journal 157, 279–294.
SEE ALSO: alluvial fan; desert geomorphology; pediment
KEVIN WHITE
(مترجم: جواد دولتی)
GLACITECTONIC CAVITY- حفره‌ تکتونیک یخچالی
حفره‌های گلاسیوتکتونیک باز شدگی‌های باریک و نسبتاً افقی هستند که بوسیله کشش تحت یک یخچال متحرک در سنگ بستر ایجاد شده است (Schroeder et al, 1986). دیواره‌های موازی شکل جناغی نامنظم را به‌خود می‌گیرندکه الگوی درزه‌های عمودی را دنبال می‌کند، در حالیکه سقف‌ها از طرح های چینه‌بندی تبعیت می‌نمایند. در برخی موارد، تیل‌های برجای خوب فشرده شده، سقف را شکل می‌دهند. کف نامنظم گالری‌ها عموماً توسط ذرات آواری ناشی از فروریزش سقف‌ها یا دیواره‌های موضعی، پوشیده شده است.
کمتر از 20 متر زیر سطح، حفره‌های گلاسیوتکتونیک می‌توانند صدها متر طول داشته باشند، اما به طور معمول دارای عرض کمتر از 30 متر و ارتفاع کمتر از 10 متر می‌باشند. از آنجا که وجود آن‌ها تنها به‌کمک شانس و از طریق فعالیت‌های کاووش و یا ریزش محلی سقف آن‌ها آشکار شده است، حفره‌های گلاسیوتکتونیک محدودیت‌های مخاطره‌آمیزی را ژئومورفولوژی شهری بویژه در شرق کانادا را بوجود می‌آورد (Schroeder et al, 1991).
حفرات گلاسیوتکتونیک تحت توپوگرافی‌های مسطح و درون آهک‌های نیمه افقی یا شیل‌های نازک‌لایه یافت می‌شوند. جابجایی و وزن انلاندیس[41] جریانی که احتمالاً در اثر انحلال در طول صفحه‌چینه‌بندی تقویت شده است، به ورقه‌های سنگنی اجازه می‌دهد بر روی یکدیگر بلغزند که منجربه گسترش جدا از هم درزه‌های عمودی و شکل‌گیری حفرات گلاسیوتکتونیک می‌گردد.
References
Schroeder, J. (1991) Les cavernes à Montréal, du glaciotectonisme à l’aménagement urbain, Canadian Geographer 35(1) 9–23.
Schroeder, J., Beaupré, M. and Cloutier, M. (1986) Icepush caves in platform limestones of the Montreal area, Canadian Journal of Earth Sciences 23, 1,842–1,851.
JACQUES SCHROEDER (مترجم: جواد دولتی)
 
  GLACITECTONICS (GLACIOTECTONICS)- تکتونیک  یخچالی (گلاسیو تکتونیک)
دگرشکلی گلاسیوتکتونیک می‌تواند به‌عنوان «دگرشکلی ساختاری بوجود آمده در نتیجه مستقیم بارگیری یا جابجایی یخچال» (INQUA Work Group on Glacier Tectonics 1988) تعریف شود. این اصطلاح اولین بار توسط اسلاتر[42] (1926) معرفی گردید و توسط بانهام[43] (1975) دوباره مورد بررسی قرار گرفت. این موضوع در سال‌های اخیر بخوبی مطالعه شده است، شمار زیادی از مجموعه مقالات در رابطه با این موضوع منتشر شده است (Aber 1993; Warren and Croot 1994)، و البته فهرستی از کتاب‌های آن لاین نیز در این رابطه موجود هست (http://www.emporia.edu/s/www/earthsci/biblio/biblio.htm). علاوه‌براین، کتاب‌های درسی اخیر در زمینه زمین‌شناسی یخچالی شامل بخش‌های مفصلی در زمینه دگرشکلی گلاسیوتکتونیک (Benn and Evans 1997; van der Wateren 1995) ارائه می‌دهند.
هرچند تا قبل از سال 1980 تصور بر این بود که دگرشکلی گلاسیوتکتونیک پدیده‌ای نادر است و به‌عنوان یک رشته مجزا در رسوب‌شناسی یخچالی مورد مطالعه قرار می‌گرفت. این دیدگاه اولین بار توسط بولتون[44] و جونز[45]  (1979) که نشان دادند بخش قابل توجهی از حرکت یخچال‌های طبیعی در یخ اتفاق نیافتاده است، بلکه در لایه دگرشکل کننده ضعیف اشباع در زیر یخ بوجود آمده است، مورد چالش قرار گرفت. این نتایج نشان داد که دگرشکلی گلاسیوتکتونیک بخشی جدایی‌ناپذیر محیط‌ یخچالی بوده و پدیده‌ای غیر معمول نیست.
دو نوع دگرشکلی از گلاسیوتکتونیک وجود دارد که از طریق عملکرد یک یخچال در حال حرکت بوجود آمده اند (شکل76):
الف) دگرشکلی جلویخچالی که در حاشیه یخچال رخ می‌دهد و وجه مشخصه آن برش محض و تکتونیک فشارشی نظیر چین‌های باز، تراست‌ها و روراندگی‌ها، می‌باشد. این منجر به شکل‌گیری یخرفت رانشی می‌شود.
ب) دگرشکلی زیریخچالی که در زیر یخچال رخ بوقوع‌ می‌پیوندد و وجه مشخصه آن برش ساده و تکتونیک کششی نظیر چین های نازک، بودیناژ و ساختارهای چشمی می‌باشد که منجر به تشکیل تیل دگرشکلی یا فلوت‌ها و تپه‌های یخساری می‌شود.
سبک‌های مشابه دگرشکلی میتواند در خود یخ (Hart 1998) و همچنین در پرمافراست (Astakhov et al. 1996) اتفاق بیافتد.
ساختارهای تکتونیکی جلویخچالی به این خاطر که در دسترس هستند، مطالعه نسبتاً خوبی بر رویشان صورت گرفته است. در حقیقت شمار زیاد مطالعات صورت گرفته در زمینه این ساختارها، بسیاری از محققان در گذشته را  وا داشته که در بحث‌های گلاسیوتکتونیک تنها دگرشکلی جلویخچالی را مورد توجه قرار دهند. در مقابل دگرشکلی زیریخچالی به خاطر مشکلات لجستیکی موجود در زمینه مطالعه آن‌ها کمتر مطالعه شده‌اند، اما خوشبختانه اما شمار این مطالعات در 10 سال اخیر  بطور قابل ملاحضه‌ای افزایش داشته است.

شکل 76: الف) دیاگرام شماتیک نشان دهنده موقعیت دگرشکلی‌های تکتونیک یخچالی در پیشانی یخچال و زیریخچال ب) الگوی تئوری کرنش طولی  ج) دیاگرام شماتیک نیروهای ایجاد کننده دگرشکلی‌های جلویخچالی از جمله فشارش پیشانی، تنش فشاری انتقال یافته از طریق یک تیغه دگرشکل‌پذیر زیریخچالی (after Hart 1998).
علاوه‌براین دگرشکلی در محیط‌های یخچالی نیز در نتیجه ناپایداری گرانش همراه با یخ راکد، بوقوع می‌پیوندد، که به‌عناون تکتونیک یخ مرده شناخته می‌شوند. ویژگی‌های معمول آن عبارتند ساختارهای فروریختن یخ در دشت برونشستی، تحرک جریان ذرات آواری تیل، و عدم ثبات رسوبات زیریخچالی جهت تولید ساختارهای «پرکننده شکاف یخ‌کافتی[46]»، می‌باشند. این ویژگی‌ها گلاسیوتکتونیک  به‌معنای خاص آن محسوب نمی‌شوند، اما نشان‌دهنده حضور تیل اشباع در محیط زیریخچالی می‌باشند و البته ممکن است با دگرشکلی زیریخچالی همراه باشند.
 
 دگرشکلی تکتونیک یخچالی در  پیشانی یخچال (Proglacial glacitectonic deformation)  
دگرشکلی گلاسیو تکتونیک جلویخچالی عموماً با چین‌های فشاری و راندگی‌های بزرگ مقیاس شناخته می‌شود. نتیجه معمول فرآیند جلویخچالی دگرشکلی تولید تقاطع پشته توپوگرافی در حاشیه یخ است که یخرفت رانشی نامیده می‌شود. اغلب حوضه‌ای در بالای یخچال وجود دارد که تشکیل‌دهنده‌های پشته از آن کنده شده است. هرچند آن‌ها همیشه تجلی توپوگرافی ندارند. بسیاری از ساختارهای جلویخچالی متعاقباً توسط یخ درنوردیده شده‌اند، بنابراین با رسوبات یخ‌رفت آمیخته شده‌اند و می‌توانند دارای اندکی تجلی توپوگرافی یا بدون آن باشند.
یخرفت‌های رانشی بسیار معمول هستند و در مقیاس‌های مختلفی از  ارتفاع 5/0 و50 متر و در طول یک یا چندین کیلومتر می‌توانند وجود داشته باشند. یخرفت‌های رانشی هم با یخچال‌های معاصر خود و هم یخچال‌های کواترنر( و نیز یخچال‌های قبل کواترنر) در پیوند هستند (فهرست منابع را ببینید). اخیراً یک بررسی در زمینه یخرفت‌های رانشی توسط بنت[47]  (2001) انجام پذیرفته است.
این مسئله که آیا دگرشکلی جلویخچالی می‌تواند بعنوان تکنویک‌های راندگی پوسته  نازک مدل بشود و فرآیند درگیر در در زمینه شکل‌گیری یخرفت‌های رانشی مشابه کوهزایی در عوارض تکونیکی سنگ‌های سخت است، توسط افراد بسیاری مورد بحث واقع شده است. با توجه به کار هابرت[48] و رابی[49]  (1959) محققان زیادی این مسئله را که نپ‌های گلاسیوتکتونیکی در طول واحدهای سنگی ناقص و یا صفحات ضعف به‌واسطه فشار زیاد آب بین‌منفذی حرکت می‌کنند، به بحث گذاشته‌اند.
اگرچه فرایندهای زیادی در پیوند با دگردیسی بین یخچالی وجود دارد، اما به‌طورکلی آن‌ها می‌توانند به دسته تقسیم شوند:
  1. دگرشکلی «تنها در پیش‌بوم»: در جایی‌که هیچ تجلی بستر تغییردهنده‌ای وجود ندارد، دگرشکلی ممکن است تنها در پیش‌بوم در اثر تغییر شکل رسوبات از قبل موجود بوقوع بپیوندد. این نوع بطور عمده شامل رسوبات sandur در محیط های خشکی و دریاهای کم عمق یا رسوبات fjord در محیط‌های دریایی می‌باشد.

شکل 77: دیاگرام شماتیک از یخ‌رفت های رانشی جلویخچالی، الف- چین‌خوردگی باز، ب- چین راندگی لیستریک (after Hart and Boulton 1991).
 
  1. دگرشکلی «تیغه دگرشکل‌پذیر»: در جایی‌که بستر تغییردهنده‌ تجلی دارد، محیط زیریخچالی و جلویخچالی می‌تواند به‌عنوان تیغه دگرشکل‌پذیر مدل شود که بواسطه نیروی گرانش گسترش یابنده مشتق شده از یخ، دگر شکل می‌شود (شکل 76- ج). دگردیس به‌واسطه هم اتفاق می افتد فشار رو به پایین یخ از سمت یخچال به سمت پیش‌بوم و نیز جزء افقی فشار موثر یخچال ( فشار نرمال منهای آب بین منفذی) که از سوی لایه زیریخچالی به پیش‌بوم سرایت می‌یابد، بوقوع می‌پیوندد.
دگردیسی رسوبات ( در هر دونوع  یخ‌رفت رانشی) از حالت شکل‌پذیر ( چین‌خوردگی باز) تا شکننده (گسلش تراستی و سفره‌های رورانده) تغییر می‌نماید (شکل77). این گونه اشکال مختلف از دگرشکلی مشکل می نماید هم مقاومت مواد و هم تراکم طولی فزاینده را از چین خوردگی ساده تا چین برگشتی پیچیده‌تر را منعکس می‌نماید. ساختارهای دگرشکلی همچنین در بستر گسل‌های تراستی و چین‌های برگشته با برش تکونیکی آمیخته  با دگرشکلی شکننده و مناطق برشی در پیوند با دگرشکلی شکل‌پذیر یافت می‌شوند.

 دگرشکلی تکتونیک یخچالی در زیریخچال (Subglacial glacitectonic deformation)
اگرچه به‌علت عدم دسترسی به محیط‌های زیریخچالی مطالعات کمتری در این زمینه وجود دارد، اما هنوز مجموعه قابل توجهی از منابع علمی در زمینه دگرشکلی زیریخچالی وجود دارد. توصیفات پیشین در زمینه ساختارهای دگرشکلی در تیل‌ها شامل چین‌ها ، چینه‌بندی و بلوک‌ها، بودین‌ها یا رفت‌ها یا رسوبات نرم، از جمله تیل با نام «تیل دگردیس» خوانده می‌شدند.
دگردیس زیر یخچالی می‌تواند در زیر یخچال‌ها‌ی بستر گرم رخ بدهد، آن زمان که آب ذوب شده و رهایی یافته از بستر یخچال نمی‌تواند به‌آسانی از سیستم فرار کند، تا آنجا که فشار بین منفذی در رسوبات زیریخچالی افزایش و تنش موثر کاهش می‌یابد.

 
به طوری که  سایش مبنایی، Pi فشار اضافه بار یخ، Pw فشار آب بین منفذی و  زاویه سایش داخلی  (قانون کولومبو) می‌باشد.
 
روش‌های مطالعه (STUDY METHODS)
دگرشکلی زیریخچالی در سال‌های اخیر به سه روش مورد مطالعه قرار گرفته است که عبارتند از: 1- مطالعات فرایند‌های برجا، 2- تکنیک‌های ژئوفیزیکی، 3- رسوب شناسی. این روش‌ها به صورت جزئی توسط هارت[50] و رز[51] مورد مطالعه قرار گرفته‌اند.
مطالعات فرایند‌های زیریخچالی برجا شامل پایش محیط زیریخچالی بوسیله جایگزاری ابزار‌های خاص در لایه زیریخچالی از طریق حفر چاه‌ها با آب داغ، می‌شود. این روش یک تکنیک نسبتاً ساده بوده و حدوداً در مورد 10 یخچال مدرن از جمله برای د مرکیوروکول[52] (ایسلند)، جریان یخی ب (Bجریان یخ (آنتاریکا)، یخچال تریپ ریج[53] ( کانادا)، یخچال بلک رپیدز[54] (آلاسکا)، استورگ لی سیارن[55] (سوئد) و بکنین برین[56] (سالبارد[57]) مورد استفاده قرار گرفته است. براساس این مطالعات ضخامت میانگین لایه دگرشکل کننده 0.5 متر است و دگرشکلی در زیر اکثر این یخچال‌ها اتفاق می‌افتد. هرچند اهمیت تاثیر بر روی حرکت بستری به واسطه دگرشکلی زیریخچالی از میزان 100 درصد در یخچال بلک رپیدز تا 13 درصد جریان یخی ب  جریان یخ (آنتاریکا) تغییر مینماید. اگرچه دلیل این اختلاف‌ها هنوز مشخص نشده است، پیشنهاد شده است که گرانومتری رسوبات زیریخچالی ممکن است علت اختلاف رفتار دورن لایه‌های تغییر شکل دهنده را مشخص نماید. به‌نظر می‌رسد، یخچال‌ها دارای تیل با دانه‌بندی درشت، به احتمال بیشتر، درصد بالاتری از حرکت بستری بواسطه دگرشکلی رسوبات را دارا هستند، در ضمن اینکه آن‌هایی که رس بیش‌تری دارند، ممکن است فقط لایه‌های دگرشکل کننده بسیار نازکی داشته باشند.
علاوه‌براین، حضور بستر دگرشکل‌کننده در مناطق بزرگ، به‌وسیله لرزه‌نگاری در آنتاریکا شناسایی شده است، بویژه در زیرجریان یخ ب  و جریان یخ رات فورد.
هر چند بیشتر مطالعات  در زمینه دگرشکلی زیریخچالی بر مطالعات رسوب‌شناسی هر دو سکانس یخچالی جدید و کواترنری مبتنی شده است. بیشتر محققان اظهار نموده‌اند،  لایه دگرشکل‌کننده زیر یخچالی بعنوان یک زون برشی رفتار می‌کند، که نوار باریکی از برش شکل پذیر سرتاسری واقع در بین دیواره‌های نیمه موازی می‌باشد. این دگرشکلی منجربه به سه شکل تیل دگرشکلی، ساختارهای دگرشکلی و بدفورم خواهد شده که مختصراً  در زیر مورد شرح داده شده‌اند.
تیل دگردیسی (Deformation till)
هارت  و بولتون[58]  (1991) اظهار نموده‌اند، تیل برآمده از دگرشکلی زیریخچالی بالایی همان تیل دگرشکلی (لایه تغییرشکل دهنده) است که در واقع یک تیل سابق است و از ترکیب دگرشکلی و رسوب‌گزاری ایجاد شده است. این تیل ها از خروج مستقیم ذرات آواری ناشی از ذوب یخ‌های بالایی شکل می‌گیرند، و از تیل‌های یخچال بالایی گسترش یافته و ضخامت آن در لایه دگرشکل‌کننده تغییر می‌نماید. جایی که لایه‌های تیل دگرشکلی در لایه‌ای دیگر فرو رفته‌اند را به‌عنوان دگرشکلی ساختمانی می‌شناسند. در مقابل‌، وقتی‌که لایه تغییر شکل‌دهنده ستبر می‌شود ( به‌خاطر تغییر فشار موثر یا رفت‌های بزرگ سنگ بستر رانده شده به درون زون برشی) ، آن را به‌عنوان دگرشکلی حفری می‌شناسند.
ساختارهای دگردیسی (Deformation structures)
اشکال عمده زون برشی عبارتند از: چین‌ها ، بودین‌ها، ساختارهای چشمی، کلاست‌های چرخیده و چینه‌بندی‌های تکونیکی (عکس 54). شکل بعدی ناشی از میرایی انحراف بستر لایه دگرشکل‌کننده، لایه‌بندی غیر تدریجی را تولید می‌نماید. هرچند این اشکال تنها در صورتی قابل رویت هستند که از اختلاط رسوبات دارای لیتولوژی‌ یا مقاومت‌های مختلف تحت برش ساده متوسط یا نسبتا اندک، شکل گرفته باشند. در کرنش‌های برشی خیلی زیاد، این ساختارهای تکتونیکی می‌توانند همگن شده و در نتیجه ساختارهای در مقیاس ماکرو ممکن است قابل رویت نباشند.
معیارهای جایگزینی از قبیل فابریک تیل ویژه (نیروی اندک در پیوند با لایه دگرشکل کننده ضخیم، نیروی زیاد در پیوند با لایه دگرشکل‌کننده فشرده)، یا ساختارهای میکرومورفولوژی خاص (شاهدی برای چرخش برش‌ها) می‌توانند، به‌عنوان وجه تمایز بکار گرفته شود.
 
فرم‌های بستره زیریخچالی (Subglacial bedforms)
این مسئله که بد فرم های استریم لاین(خطواره‌ها، فلوت‌ها و خاکه‌ها)  که نتیجه دگرشکلی زیریخچالی هستند، مورد بحث قرار گرفته است (Boulton 1987).

عکس 54: مثال‌هایی از دگرشکلی زیریخچالی: الف- چالک در حال نازک شدن برای شکل دادن لایه‌بندی تکتونیکی، ب-  لامیناسیون چالک که در طول یک مانع جریان یافته است (فلینت کلست)، وی بورن[59]، نورفولک [60](عکس بوسیله کریک مارتینز[61]).
 
این ساختارها به سبب حضور توده‌های (مغزه‌ها) موثر بیشتر درون لایه دگرشکل‌کننده که بعنوان موانع جریان عمل می‌نمایند شکل می‌گیرند. جایی که هسته تپه یخساری ضعیف باشد، ساختارهای دگرشکلی دیده خواهند شد، اما این موارد نسبتاً کمیاب هستند و در عوض اغلب تپه‌های یخساری دارای هسته‌ای‌ مقاوم و یک کاراپاس متشکل از تیل دگرشکلی هستند.
با استفاده از این داده های رسوب‌شناسی، شماری از نویسندگان در مورد  دگرشکلی زیریخچالی گسترده در زیر یخچال‌های پلیوستوسن جایی که یخ در طول سنگ‌های سخت نشده، اروپایی (و بریتانیایی) و ورقه‌های یخی لارن تاید[62] بحث نموده‌اند.
Conclusions - نتایج
دگرشکلی گلاسیوتکتونیک فرآیندی اساسی در زمینه رفتار یخچالی و جزء کلیدی در رسوبات جلو و زیریخچالی، سیستم فرسایش و انتقال می‌باشد. یخچال‌های مدرن کمی هستند که شواهدی در زمینه دگرشکلی‌های جلویخچالی در حاشیه خودشان نداشته باشند و مطالعه فرایندهای زیریخچالی به معنای خاص، آشکار ساخته است که دگرشکلی زیریخچالی نیز یک فرایند معمول است. علاوه‌براین، مطالعه رسوبات کواترنری، مشخص می‌نماید که چنین فرایندهایی در گذشته نیز رواج داشته‌اند.
در نتیجه لازم است در هرگونه مطالعه محیط یخچالی، بایستی گلاسیوتکتونیک مورد توجه قرار بگیرد و در تحقیقات آینده نیز لازم است بر ویژگی‌های گلاسیوتکتونیک تیل متمرکز شد تا ینکه فهم بهتری نسبت به رابطه بین رفتار رسوب و دینامیک یخ بدست آید.
References
Aber, J.S. (ed.) (1993) Glaciotectonics and Mapping Glacial Deposits, Canadian Plains Research Centre, University of Regina.
Astakhov, V.I., Kaplyanskaya, F.A. and Tarnogradsky, V.D. (1996) Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable glacier bed, Permafrost and Periglacial Processes 7, 165–191.
Banham, P.H. (1975) Glaciotectonic structures: a general discusion with particular reference to the Contorted drift of Norfolk, in A.E. Wright and F. Moseley (eds) Ice Ages, Ancient and Modern, 69–94, Liverpool: Seel House Press.
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1997) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Bennett, M.R. (2001) The morphology, structural evolution and significance of push moraines, EarthScience Reviews 53, 197–236.
Boulton, G.S. (1987) A theory of drumlin formation by subglacial deformation, in J. Menzies and J. Rose (eds) Drumlin Symposium, 25–80, Rotterdam: Balkema.
Boulton, G.S. and Jones, A.S. (1979) Stability of temperate ice caps and ice sheets resting on beds of deformable sediment, Journal of Glaciology 24, 29–44.
Hart, J.K. (1998) The deforming bed/debris-rich basal ice continuum and its implications for the formation of glacial landforms (flutes) and sediments (melt-out till), Quaternary Science Reviews 17, 737–754.
Hart, J.K. and Boulton, G.S. (1991) The interrelationship between glaciotectonic deformation and glaciodeposition, Quaternary Science Reviews 10, 335–350.
Hart, J.K. and Rose, J. (2001) Approaches to the study of glacier bed deformation, Quaternary International 86, 45–58.
Hubbert, M.K. and Rubey, W.W. (1959) Role of fluid pressure in mechanics of overthrust faulting, Geological Society of America Bulletin 70, 115–166.
Slater, G. (1926) Glacial tectonics as reflected in disturbed drift deposits, Geologists’ Association Proceedings 37, 392–400.
Warren, W.P. and Croot, D.G. (eds) (1994) Formation and Deformation of Glacial Deposits, Rotterdam: Balkema.
Wateren, van der F.M. (1995) Processes of glaciotectonism, in J. Menzies (ed.) Modern Glacial Environments: Processes, Dynamics and Sediments, 309–333, Oxford: Butterworth-Heinemann



Further reading
Croot, D.G. (ed.) (1988) Glaciotectonics: Forms and Processes, Rotterdam: Balkema
JANE K. HART (مترجم: جواد دولتی)
GLINT - پرتگاه
یک خط مشخص ژئومورفولوژیکی سپرها (کانادا و بالتیک) را از پلتفرم‌های پایدار مجاور (به ترتیب شامل دشت‌های بزرگ و روسیه) در نیمکره شمالی، جدا می‌نماید. این مسئله در یک تنده‌ یا پرتگاهی با صدها کیلومتر وسعت و دارای ارتفاعی بین 20 تا 100 متر بالاتر از سپر، به‌خوبی دیده می‌شود. قسمت پیشانی این پرتگاه خط تلألؤ نامیده می‌شود. سائیدگی‌های قبل از پلیوستوسن، به‌ویژه، سایش انتخابی ورقه‌های یخی گسترش‌یافته در طول پلیوستوسن عامل اصلی تشکیل سازند تلألؤ می‌باشند. سنگ‌آهک، دولومیت و ماسه‌سنگ‌های پالئوزوئیک (اردوویسین، سیلورین) فلات از سنگ‌های آذرین هوازده پرکامبرین و سنگ‌های دگرگونی سپر، نسبت به فرسایش‌های یخچالی مقاوم‌تر هستند. یخ فشارشی جلویی، به‌طور موقت توسط پرتگاه متوقف شده و درنتیجه اجازه داده سایش در بستر آن به وقوع بپیوندد. پس‌ازاینکه یخ آب ذوب‌شده تجمع یافته در فروافتادگی‌ها را دریاچه‌های گلینت سرچشمه گرفتند.
پرتگاه (GLINT) واژه‌ای استونیایی و دارای ریشه آلمانی است. این واژه زمانی برای پرتگاه‌های کرانه سواحل به کار می‌رفت. گلینت بالتیک-لادوگا از جزایر استونی در امتداد ساحل جنوبی خلیج فنلاند گسترش می‌یابد. دریاچه‌های لادوگا و اونیگا[63] محل فروافتادگی پر نموده‌اند. اگرچه این واژه در کانادا و ایالات‌متحده، مصطلح نیست اما خط پلینت در آنجا نیز وجود دارد. برخی از دریاچههای بزرگ، ازجمله خرس بزرگ،
برده بزرگ، دریاچه وینیپگ و سایر دریاچه‌ها بزرگ همه از نوع دریاچه‌های گلینت و زیر کلاس دریاچه‌های یخ-سایشی هستند. آبشار نیاگارا یکی از شناخته‌شده‌ترین مثال‌ها در امتداد خط گلینت می‌باشد.
DÉNES LÓCZY    (مترجم: جواد دولتی)
 
GLOBAL GEOMORPHOLOGY- ژئومورفولوژی جهانی
اصطلاح ژئومورفولوژی جهانی کشورهایی را که درزمینه  توسعه لندفرم در مقیاس‌های بزرگ زمانی و کانی، با تأکید بر تغییرات جهانی در لندفرم‌‌ها و فرآیندهای جغرافیایی، بررسی فعل‌وانفعالات بین سطح زمین و دیگر اجزای سیستم کره زمین و درک ترکیب ویژه در شرایط تشکیل لندفرم بر روی کره زمین در مقایسه با از شرایط را برای شکل اراضی پیدایش بر روی زمین در مقایسه با دیگر پیکره‌های جامد منظومه شمسی، مطالعه می‌کند را در برمی‌گیرد.
توجه روزافزون به پدیده‌های بزرگ‌مقیاس و تغییرات به وقوع پیوسته در مدت‌زمان طولانی، ژئومورفولوژی جهانی در درجه اول یا با توسعه ساختارهای لندفرم منفرد بسیار بزرگ، نظیر تمام یک رشته‌کوه، یا با تجمع ساختارهای لندفرم منفرد کوچک‌تر که چشم‌انداز گودال‌ها را پر می‌نماید، موردتوجه قرار می‌گیرد. در چنین مقیاس‌های زمانی و مکانی بزرگی، فرایندهای ژئومورفیک ولکانیسم و تکتونیک عموماً نسبت به فرایندهای ژئومورفیک سطحی اهمیت بیش‌تری می‌یابند.
دستاورد  روش‌شناسی دیگر این مقیاس‌های زمانی طولانی این است که نیل به ژئومورفولوژی جهانی، درجایی که تأکید بر روی تشریح شرایط و فرآیندهای مسئول توسعه در طول زمان یک لندفرم اصلی منفرد، یا یک لندفرم منطقه‌ای یا چشم‌انداز بزرگ‌مقیاس تر می‌باشد، به‌طور غالب تاریخی است. این مسئله با غلبه رویکرد تابعی در ژئومورفولوژی فرایندهای سطحی کوچک‌مقیاس، جایی که علاقه اصلی درک سازگاری شکل با فرآیند دوره‌های کوتاه زمانی است، در تضاد است.
تمایز دیگر بین ژئومورفولوژی جهانی و سایر رویکردهای کوچک‌مقیاس تر درزمینه  تجزیه‌وتحلیل لندفرم، چارچوب مرجعی است که عموماً به کار می‌رود. معمولاً در مقیاس کوچک‌تر مناسب است که شیب‌های دامنه محلی و اختلافات ارتفاع از قبیل اختلاف بین برجستگی‌های بین دو دره رودخانه و کانال‌های رودخانه، در مقایسه با تغییرات ارتفاع مطلق نسبت به سطح دریا، بیش‌تر شناخته شوند. هرچند در ژئومورفولوژی جهانی، خاطر تغییرات نسبی در توپوگرافی منطقه‌ای در طول زمان در نرخ بالاآمدگی پوسته‌ای و نرخ سائیدگی، تغییرات لندفرم در ارتفاع مطلق در سطح زمین نسبت به سطح دریا موردنیاز است.
 
زمینه تاریخی (Historical context)
رویکرد جهانی نسبت به ژئومورفولوژی پدیده‌ جدیدی نیست. ازجمله مسائل مهم درزمینه  مطالعه لندفرم‌ها تا قرن نوزدهم، تلاش برای فهم منشأ و تاریخ سطح زمین به‌عنوان یک کل بود. به‌عنوان‌مثال، یکی از عناصر مهم اصل همانندی چارلز لایل مفهوم زمین پایداری بود که در آن بین برآمدگی در برخی مناطق و فروافتادگی در برخی دیگر تعادل وجود دارد و اگرچه در محل بالاآمدگی‌ها و فروافتادگی‌ها در طول زمان تغییر می‌نماید اما در شکل و حالت کلی زمین تغییر اساسی ایجاد نمی‌گردد.
ایده لایل[64] در مورد بالاآمدگی و فروافتادگی پوسته توسط چارلز داروین که اواخر دوران کاری‌اش بیش‌تر به نوشته‌هایی با موضوعات زمین‌شناسی اختصاص داشت و به دنبال توسعه تلفیق جهانی بالاآمدگی قاره‌ها با فرایندهایی آتش‌فشان و کوهزایی بود گرفته شد. داروین مفهوم لایل در مناطق فرونشینی را به‌ویژه در توسعه نظریه خودش درزمینه ٔ سازندهای جزیره‌ مرجانی که در آن پیش‌بینی کرده بود صخره‌های مرجانی در حال رشد به سمت بالا از بستر جزایر آتش‌فشانی، در مناطق وسیعی گروه‌بندی می‌شدند که او گمان می‌برد جزو پوسته اقیانوسی در حال فرورانش باشند، مورد تأیید قرار داد. داروین در توسعه نظریه صخره‌های مرجانی خود، درسی موضوعی درزمینه  روش‌شناسی تاریخی کاربردی برای فهم توسعه لندفرم از طریق تعریف چگونگی الگوهای فضایی طیف وسیعی از لندفرم‌های مربوطه (در این مورد، جزایر آتش‌فشانی، ریف‌های سدی، ریف‌ها و صخره‌های مرجانی حاشیه‌ای) که می‌تواند با مشاهده و استدلال دقیق، به‌عنوان نماینده مراحل توسعه یک لندفرم منفرد در طول زمان دیده شود، ارائه نمود.
این استراتژی توسط ویلیام موریس دیویس[65] که نظریه فرسایش او به دنبال توسعه طرح تکاملی عمومی برای توسعه چشم‌انداز، درجایی که شکل چشم‌انداز به‌عنوان محصول حضور ساختارهای و عامل فرایندهای جغرافیایی سطحی اما غالباً به‌عنوان تابع مرحله توسعه، دیده شد، گرفته و بسط داده شد. باوجود پیچیدگی‌های تصدیق‌کننده ناشی از تغییرات در شرایط آب‌و‌هوایی و به‌ویژه ناشی از بالاآمدگی متناوب پوسته، مدل تکاملی دیویس به‌شدت بر واقعیت متناظر متمایز به وجود آمده در مراحل مختلف چرخه فرسایش، وابسته است. در ساده‌ترین شکل، این مسئله  بالاآمدگی سریع از نزدیک سطح دریا را از یک سطح زمین کم ارتفاع درگیر می‌نمود، برش پیش‌رونده آن توسط سیستم‌های رودخانه به وجود آورنده حداکثر برجستگی محلی و پس‌ازآن یک دوره طولانی از اینترفلو کاهش دهنده پایین دره تا حد یک سطح کم برجسته نزدیک به سطح دریا و یا دشت گون بود، بازسازی شد.
باوجود وابستگی اغلب شدید به تفسیر خاص ویژگی‌های چشم‌انداز و بنابراین اطمینانی (ایمنی) به‌مراتب کمتر از بهسازی بارز پیشین داروین درزمینه تشکیل جزیره مرجانی، رویکرد تکاملی موردحمایت دیویس به استراتژی غالب ژئومورفولوژی جهانی در نیمه اول قرن بیستم، حداقل در میان ژئومورفولوژیست‌های بریتانیا و آمریکای شمالی تبدیل شد. در آلمان مدل متفاوتی درزمینه ٔ تغییر چشم‌انداز توسط شخصی به نام والتر پنک[66] که معتقد به نقش برجسته تعامل بین فرآیندهای فرسایشی خارجی و فرآیندهای تکتونیکی داخلی، درزمینه بالاآمدگی بود توسعه یافت. باوجود قرابت بیشتر با رویکردهای نوین برای فهم و درک چشم‌اندازهای بزرگ‌مقیاس، رویکرد پیچیدهتر پنک در تجزیه‌وتحلیل زمین دیس، هرگز به محبوبیت (نفوذ) نسخه ساده مدل تکاملی دیویس را نائل نشد.
 نظریه توسعه در طول میلیون‌ها سال گسترش، سطوح فرسایشی کم برجسته مدرج به سطح دریا منجر به توسعه زمان‌سنجی برهنه سازی به‌عنوان روشی برای تجزیه‌وتحلیل چشم‌انداز که در آن سطوح فرسایشی کم برجسته در ارتفاعات مختلف ازنظر افتادگی در سطح‌مبنای منتج شده از سطح آب دریای ائوستاتیک (کاهش جهانی سطح دریا) یا بالا‌آمدگی زمین‌ساختی سطح زمین تفسیر می‌شد، گردید. در اواسط قرن بیستم تأکید زیاد بر بقایای مفروض مرتبط کننده سطوح خاص مفروض به منتج شدن از وقایع بالاآمدگی، قرار داده می‌شد. همبستگی بقایای سطوح فرسایشی این‌چنینی در سطح قاره با توجه به حد نهایی آن، به‌طور بالقوه به‌عنوان جایگزینی برای چینه‌شناسی در مواقعی که رکوردهای رسوبی وجود نداشت یا ناقص بود، دیده شد. حداکثر توسعه زمان‌سنجی برهنه سازی به‌عنوان مبنایی روش‌شناسی برای ژئومورفولوژی جهانی، احتمالاً در کارهای لستر کینگ[67] که افزایش (پروازهای) سطوح کم برجسته در قاره‌های مختلف را به‌عنوان نماینده قسمت‌های همزمان بالاآمدگی جهانی قاره‌ها تفسیر نمود، پایه‌گذاری گردید.
کاهش علاقه به ژئومورفولوژی جهانی متعاقباً حرکت به سمت مطالعات ژئومورفولوژی فرآیند سطحی کوچک‌مقیاس، از 1950 میلادی به دو دلیل اساسی رخ‌داده است. اول به دلیل این‌که کنترل کاملاً ناکافی که معمولاً درزمینه تعیین سن زمان‌سنجی برهنه سازی وجود داشت، دوم به دلیل عدم درک تکتونیک و فرآیندهای ژئومورفولوژی سطحی که می‌توانست سطوح فرسایش مدرج به سطح دریا را ایجاد و باقی‌‌مانده آن‌ها را، زمانی که سطح پایه کاهش یافت حفظ نماید.
علاقه مجدد به ژئومورفولوژی جهانی  (Renewed interest in global geomorphology)
اگرچه انتظار می‌رود انقلاب ناشی از تکتونیک ورقه‌ای در علوم زمین موجب بازگرداندن علاقه به ژئومورفولوژی جهانی شده باشد، وقتی‌که این مدل یکپارچه در مقیاس جهانی در اواخر دهه 1960 و اوایل دهه 1970 مطرح شد اکثر ژئومورفولوژیست‌ها احتمالاً به این دلیل که در آن موقع بیش‌ترین توجه بر فرآیندهای ژئومورفولوژی سطحی کوچک‌مقیاس متمرکز بود، توجه چندانی به آن نکردند. توجه دوباره واقعی به ژئومورفولوژی جهانی تنها از در 1980 مشهود است که به دلایل مختلفی به وقوع پیوسته است. دلیل اول رشد روزافزون تصاویر سنجش‌ازدور ماهواره‌ای می‌باشد که اجزای بزرگ‌مقیاس لندفرم‌های زمین را آشکار ساخت. داده‌های ماهواره‌ای اگرچه در ابتدا عمدتاً به‌منظور کاوش وابستگی‌های شکل لندفرم در مقیاس زیر قاره‌ای و منطقه‌ای به کار گرفته شد، این داده‌ها در سال 1990 جهت ایجاد مدل رقومی ارتفاعی (DEM) از سطح زمین در وضوح‌ افقی کمتر از چند متر مورداستفاده قرار گرفت. این داده‌ها مجموعه داده‌های توپوگرافی رو به ازدیاد تولیدشده توسط آرشیوهای ملی داده‌های توپوگرافی، اضافه گردید. از سال 2001 داده‌های ارتفاعی مبتنی بر رادار با وضوح‌بالا توسط مأموریت توپوگرافی رادار شاتل[68] جمع‌آوری گردیده است که سطح زمین بین عرض‌های 60 درجه شمالی تا 60 درجه جنوبی را پوشش می‌دهد.
در همان زمان که ماهواره‌های در حال چرخش به دور زمین تصاویری از مناظر زمینی ارائه می‌دادند، سیلی از تصاویر سنجش‌ازدور از وجود دارد مأموریت‌های سیاره‌ای، مانند مأموریت وایکینگ به مریخ و مأموریت‌های ویجر به سیارات بیرونی در 1970 میلادی، مأموریت ماژلان به ونوس در 1980 و پیرایش‌گر سرتاسری مریخ که تصاویر با وضوح‌بالا ارائه می‌دادند، وجود داشت. فهم تکتونیک، آتش‌فشان، فرایندهای سطحی و تاریخ آب‌وهوایی این‌ پیکره‌های سیاره‌ای به‌شدت متکی به تفسیر لندفرم خود، درجایی که امکان مقایسه با آنالوگ‌های زمینی مفروض وجود دارد، هستند (به‌عنوان‌مثال، کانال‌های خروجی بر روی مریخ که شباهت بسیاری به مناظر سیل فاجعه‌بار کانال اسکابلند[69] در شرق واشنگتن، ایالات‌متحده آمریکا داشتند). در همان زمان، مقیاس لندفرم‌ها در تصاویر سیاره‌ای دیده شد که اشاره به بینش به‌دست‌آمده از طریق مطالعه اشکال زمینی که مشابه چشم‌انداز جهانی است، دیده شد (ژئومورفولوژی فرازمینی[70] را ببینید).
دلیل مهم دیگر برای افزایش علاقه به ژئومورفولوژی جهانی توسعه قابلیت محاسبات جهت تهیه مدل عددی چشم‌اندازها با مقیاس منطقه‌ای در طول دوره‌های زمین‌شناسی بود. اگرچه مدل‌های فرایند سطحی در مقیاس شیب حوضه آبریز یا کانال کوچک توسط ژئومورفولوژیست‌ها و هیدرولوژیست‌ها از 1960 توسعه یافته است مدل‌های عددی تکاملی چشم‌انداز در مقیاس محلی در هم آمیزنده دگرشکلی زمین ساختی و ایزوستازی و همچنین فرآیندهای سطحی، تنها از اواخر 1980 تحت توسعه فعال بوده است.
عامل محدودکننده مدل‌های این‌چنینی نیاز به داده‌های درزمینه نرخ برهنه سازی برای دوره‌های زمانی چندین میلیون ساله مربوط به توسعه چشم‌اندازهای بلندمدت می‌باشد. دسترسی رو به ازدیاد به چنین اطلاعاتی از سال 1980 درنتیجه روش‌های نوین زمان زمین‌شناسی و منابع داده جدید، یکی دیگر از دلایل احیا علاقه به ژئومورفولوژی جهانی است. اکتشاف نفت در امتداد حواشی قاره‌ای حجم انبوهی از اطلاعات درزمینه نرخ رسوب‌گذاری را فراهم کرده است که به‌وسیله آن می‌توان نرخ برهنه سازی در مناطق پشت ساحل مجاور را حداقل در مناطقی که منطقه منشأ رسوب و تغییرات آن در طول زمان محدود است، تخمین زد. هرچند از این مهم‌تر، تبدیل به کاربرد تکنیکهای ترموکرونولوژیکی شده است برای پی بردن به تاریخ و نرخ برهنه سازی، شده‌اند. طیف وسیعی از تکنیک‌های دمای پایین مانند تعیین سن 39Ar/40Ar، ترموکرونولوژی اثر- شکافت (آنالیز اثر- شکافت را ببینید) تجزیه‌وتحلیل مسیر و ترموکرونولوژی هلیوم امروزه می‌تواند اطلاعات درزمینه تاریخ سرد شدن سنگ‌ها در چند کیلومتر بالایی پوسته زمین ارائه می‌‌دهد. این داده‌ها اطلاعات خوبی درزمینه الگوهای وسیع منطقه‌ای برهنه سازی ارائه می‌دهد، اما امروز این داده‌ها می‌تواند از طریق ادغام با آنالیز داده‌های ایزوتوپی کیهان‌زاد (نگاه شود به تعیین سن کیهان‌زاد) که نرخ‌های برهنه سازی را در مقیاس‌های زمانی هزاران و حتی صدها هزار سال را در به دست می‌دهد، به نرخ‌های برهنه سازی محلی‌تر مربوط باشد.
 
مسائل مهم در ژئومورفولوژی جهانی (Key issues in global geomorphology)
بارزترین موضوع در ژئومورفولوژی جهانی درک تغییرات فاحش توپوگرافی قاره‌ای زمین و چگونگی تغییر این توپوگرافی در طول زمان است. برای مثال، چرا 82 درصد از سطح خشکی‌های کره زمین که دارای ارتفاعی بیش از 4000 متر بالاتر از سطح دریا هستند در فلات تبت تمرکز یافته‌اند؟ و اینکه چه منشأ منطقه وسیعی از آنومالی بالای توپوگرافی گسترش در سراسر جنوب آفریقا و در مجاورت اقیانوس اطلس کجاست. پاسخ به این پرسش‌ها نیازمند درک صحیحی از تعامل بین فرایندهای داخلی و خارجی در طول دوره‌های زمانی چندین میلیون ساله می‌باشد. برای پاسخ دادن به این پرسش‌ها داده‌ها درزمینه تغییرات ارتفاع سطح زمین در طول زمان به‌عنوان‌مثال از زمان بالاآمدگی فلات تبت بسیار اهمیت دارند و درواقع کلید اصلی فهم علت اصلی یک چنین بالاآمدگی می‌باشند.
متأسفانه ثابت‌شده عامل محدودکننده چنین سطوح بالاآمدگی بسیار دشوار است، حداقل نه به خاطر اینکه برهنه سازی در زمین‌ برخاسته به حذف شواهدی که می‌تواند نشان‌دهنده ارتفاع قبلی باشد تمایل دارد. بااین‌حال، تکنیک‌های مختلفی جهت پی بردن به ارتفاعات گذشته علاوه بر استراتژی آشکار استفاده از خط ساحلی و یا نهشته‌های دریایی کم‌عمق درجاهایی که وجود دارند، توسعه‌یافته‌اند. این تکنیک‌ها شامل استنتاج درجه حرارت (بنابراین ارتفاع به‌طور غیرمستقیم)، تغییر ویژگی‌های برگ‌های فسیلی بر این اساس که انواع خاصی از گیاهان در دمای خاصی زندگی‌ می‌کنند و بالاآمدگی سطحی فسیل را به مناطق آب‌وهوایی خنک‌تر خواهد آورد. این رویکرد به‌منظور پی بردن به بالاآمدگی سطحی در رشته‌کوه‌هایی نظیر هیمالیا مورداستفاده قرارگرفته شده است اما به اطلاعات دقیق درزمینه تغییرات آب‌وهوایی جهانی و منطقه‌ای که همچنین شیفت‌های عمودی در مناطق آب‌وهوایی را تولید می‌کند نیز نیاز دارد. روش دیگر این است که استفاده از تفریق وابسته به ارتفاع اکسیژن در بارش در طول رشته‌کوه‌هایی است که می‌تواند رسوبات کربناته ادغام شود، اما پتانسیل قابل‌توجهی از تجزیه‌وتحلیل نسبت بازالت حفره‌ای است. این روش از اثر فشار اتمسفر از اندازه نسبی حباب‌های گاز در بالا و پایین گدازه‌های منفرد جریان می‌یابد جهت پی بردن به فشار اتمسفر و بنابراین ارتفاع در زمان فوران، استفاده می‌نماید. علی‌رغم این روش و دیگر تکنیک‌ها، تغییرات محدودکننده در طول زمان در ارتفاع مطلق سطح زمین مشکلی پیچیده ولی اساسی در ژئومورفولوژی جهانی باقی می‌گزارد.
موضوع مهم دیگر جفت‌شدگی سوابق خشکی و دریایی برهنه سازی و رسوب‌گذاری می‌باشد. افزایش اکتشاف هیدروکربن دور از سواحل در طول حواشی قاره‌ای از سال 1970، دانش ما درزمینه تاریخ نهشته شدن آن‌ها را تا حد زیادی گسترش‌ داده است، اما این مسئله همچنین این سؤال را مطرح به وجود آورده است که چه چیزی تأمین رسوب از پس‌کرانه قاره‌ای مجاور را کنترل می‌کند. پاسخ به این سؤال نه‌تنها به اطلاعات درزمینه جنبش و حمل‌ونقل رسوب از خشکی به دریای بلکه به اطلاعات درزمینه مکانیسم‌های زمین‌ساختی و پاسخ ایزوستازی به تغییرات در بارگذاری پوسته به‌عنوان توده دریایی منتقل‌شده، نیاز دارد. اگرچه تا حد زیادی بی‌ارتباط به ژئومورفولوژی فرایندهای سطحی در مقیاس کوچک است، اما فرض می‌شود ایزوستازی نقش مهمی در ژئومورفولوژی جهانی دارد از آن زمان، در این مقیاس‌های زمانی و مکانی بزرگ‌تر، خمش لیتوسفر در پاسخ به باربرداری برهنه، می‌تواند اثرات مهمی بر روی حالت توسعه چشم‌انداز داشته باشد.
موضوع مهم‌تر در ژئومورفولوژی جهانی جفت‌شدگی فرآیندهای داخلی و خارجی است. اگرچه تأثیر مکانیسم‌های زمین‌ساختی در فرآیندهای سطحی از طریق ایجاد بلندی‌ها مدت بسیار زیادی است که درک شده است، اما روشی که در آن تغییرات مکانی در نرخ برهنه سازی می‌تواند الگوهای تغییر شکل زمین‌ساختی را تحت تأثیر قرار دهد تنها در 1990 به‌طور کامل درک گردید. این مسئله در امتدادهای موازی معمول جفت کننده رخساره‌های دگرگونی در رشته‌کوه‌ها به‌عنوان نتیجه‌ای از نرخ‌های بالاتر برهنه سازی (بنابراین اعماق بیشتری از برون‌زد) در طرف‌های مرطوب‌تر و در سمت باد نسبت به طرف‌های خشک‌تر و بادپناه، آشکار است. مدل‌سازی الگوهای تغییر شکل پوسته‌ای به‌عنوان نتیجه تغییرات مکانی در نرخ برهنه سازی بیشتر تأکید بر تعامل دوطرفه بین فرآیندهای زمین ریختی سطحی و درونی دارد.
نقش سطح زمین در تعاملات بین تکتونیک و آب‌وهوا نیز توجه‌ها درزمینه تلاش برای درک کنترل‌های زمین‌شناسی بلندمدت بر غلظت دی‌اکسید کربن اتمسفر و بنابراین از طریق اثر گلخانه‌ای، آب‌وهوای جهانی به خود جلب نموده است. فرایند کلیدی در اینجا هوازدگی کانی‌های سیلیکاته می‌باشد، واکنشی که CO2  اتمسفر را کاهش می‌دهد. همان‌طور که توپوگرافی و بلندی‌ها جهانی به‌عنوان نتیجه‌ای از فعل‌وانفعالات بین تکتونیک، آب‌وهوا و توسعه چشم‌انداز تغییر می‌نماید، انتظار می‌رود نرخ جهانی کاهش CO2 متفاوت باشد، اگرچه عملکرد این فعل‌وانفعالات به‌طور کامل ‌درک نشده باشد.
درنهایت، ژئومورفولوژی سیاره‌ای تطبیقی چشم‌انداز کلیدی برای ژئومورفولوژی جهانی فراهم می‌کند. نگاهی به توسعه چشم‌انداز در دیگر پیکره‌های سیاره‌ای‌ دیدگاه ما را از مشاهده لندفرم‌های زمینی شیفت به‌عنوان «طبیعی» تغییر داده و تأکید می‌کند که لندفرم‌های زمین از ترکیب خاصی از اندازه، ترکیب، فاصله آن از خورشید، ترکیب و تراکم اتمسفر و سن آن به وجود آمده‌اند. اکثریت بزرگی از پیکره‌های سیاره‌ای دارای سطوح تحت سلطه کراترها، عامل تأثیرگذار بر کراتری شدن روند غالب دارند چاله‌ها بر، زمین ریختی در منظومه شمسی (اگرچه اکثراً در 500 تا 600 مگا سال اول از تولد منظومه شمسی در حدود 4.5 گیگا سال قبل، اتفاق افتاده است) می‌باشند. عامل مهم برای زمین دماهای سطحی است که تجربه می‌نماید که بازه‌ای از آب را که می‌تواند به‌صورت جامد، مایع و گاز وجود داشته باشد را در برمی‌گیرد. این مسئله زمین را قادر می‌سازد که چرخه فعال هیدرولوژیکی داشته باشد که کلید بسیاری از فرآیندهای ژئومورفولوژی است. همچنین اندازه و ترکیب زمین بدان معنی است که زمین درجه حرارت درونی به‌اندازه کافی بالا برای ذوب سنگ‌ها و درنتیجه ولکانیسم و جریان‌های همرفتی که قدرت تکتونیک صفحه‌ای را تأمین می‌نماید در اختیار دارد. مریخ نیز پیش از آن در تاریخ خود، وقتی‌که چرخه آب نسبت فعالی ازجمله اقیانوس‌ها در آن وجود داشته است احتمالاً دوره کوتاه {مشابه} را تجربه کرده است که دوره اصلی شکل‌گیری کانال‌ها بر روی مریخ می‌باشد. در مقابل، سطح بالای درجه حرارت بر روی ونوس که تا حد زیادی ناشی از اثر گلخانه‌ای شدید مرتبط با جو متراکم غنی از  CO2 می‌باشد، مانع به وجود آمدن آب مایع‌ شده است و درنتیجه سطح آن تحت سلطه اثرات آتش‌فشان و کراتری شدن می‌باشد.
Further reading
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden, MA: Blackwell Science.
Ellis, M. and Merritts, D. (1994) Tectonics and Topography, Washington, DC: American Geophysical
:union:.
Greeley, R. (1994) Planetary Landscapes, 2nd edition, London: Chapman and Hall.
Stüwe, K. (2002) Geodynamics of the Lithosphere, Berlin: Springer-Verlag.
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, London: Longman.
—— (ed.) (2000) Geomorphology and Global Tectonics, Chichester: Wiley.
MIKE SUMMERFIELD
      (مترجم: جواد دولتی)
 GLOBAL WARMING - گرمایش جهانی
امروزه نسبت به این موضوع افزایش گازهای گلخانه‌ای در جو کره زمین (دی اکسید کربن، متان، اکسید نیتروژن، CFCها و ...) و تأثیر آن بر افزایش اثرات گازهای گلخانه‌ای و به تبع آن گرم شدن کره زمین، باوری جاه شمول وجود دارد. جزئیات میزان گرم شدن و تغییرات حاصله در دیگر متغیرهای اقلیمی در گزارش پنل بین‌دولتی در زمینه تغییرات اقلیمی[71] (2001) ارائه شده است. وقوع چنین تغییراتی در طی دهه‌های پیش رو موجب تغییر فرآیندهای ژئومورفولوژیکی معیین می شود (جدول 22).
بعضی از مناظر زمین «نقاط داغ ژئومورفولوژیکی» که در مناطقی واقع شده اند که پیش بینی می شود اقلیم آنها تا بالاتر از میزان متوسط تغییر کند، به طور ویژه‌ای دارای حساسیت هستند. در عرض های جغرافیایی بالایی مانند کانادا و روسیه میزان گرم شدن ممکن است 3 و یا 4 برابر بیشتر از متوسط جهانی باشد. با در نظر داشتن بعضی از مناطق بحرانی، این نمونه می تواند موردی باشد از مناطقی که در آنها تغییرات مهم و منحصر به فردی در میزان بارش از گرم شدن جهانی ناشی گردد. برای مثال سناریوهای متعددی اشاره می کنند که دشت های مرتفع ایالات متحده آمریکا به طور محسوسی خشک تر خواهند شد. دیگر مناظر نیز بسیار حساس خواهند بود زیرا بعضی از فرآیندهای شکل دهنده مناظر بسیار متاثر از تغییرات آب و هوایی می باشد. اگر این چنین مناظر به حد آستانه ای مشخصی از شرایط آب و هوایی نزدیک شوند تغییرات بسیار متوسط شرایط آب و هوایی می تواند وضعیت را دگرگون سازند. در این نوشتار به بعضی از این نقاط داغ پرداخته می شود.
 
سرزمین های تندرا و پرمافراست (Tundra and permafrost terrains)
زمین های یخ بسته[72] و تندراها دارای عرض جغرافیایی بالا می توانند به عنوان یکی از نواحی حساس به حساب آید. این احتمال وجود دارد که این مناطق دستخوش تغییرات دمایی اساسی و مهمی گردند. علاوه بر این شرایط پرمافراست به طور خاصی توسط شرایط دمایی کنترل می شود. طبق تعریف این مناطق نمی توانند در جاهایی که متوسط دمای سالانه بالاتر از صفر درجه سانتیگراد باشد ایجاد گردند. دیگر اینکه هر یک از انواع مختلف پرمافراست که در یک محدوده از عرض جغرافیایی ایجاد میگردند مرتبط با این موضوع می باشد که دمای آن نواحی چه میزان زیر صفر می باشد. بنابراین محدوده ای که پرمافراست های پیوسته  به سمت خط استوا می توانند ایجاد گردد، تا خط هم دمای 5- درجه سانتیگراد می تواند پیشروی کند. همچنین پرمافراست های غیرپیوسته و یا پراکنده می تواند تا خط هم دمای 2- سانتیگراد ادامه پیدا کند. این احتمال وجود دارد که حدود تغییرات عرضی پرمافراست ها به ازای هر درجه افزایش در متوسط دمای سالانه 100 تا 250 کیلومتر به سمت قطب جا به جا شود. سریعترین خسارت به پرمافراست ها می تواند در نواحی رخ دهد که توسط مواد سطحی با میزان محتوای یخ کم پوشیده شده باشد. کمترین نرخ تغییرات می تواند در موادی با محتوای غنی از یخ ایجاد گردد که به حرارت بیشتری برای آب شدن یخ های آن نیاز دارد. همچنین برف یا حضور لایه ای ضخیم و عایق از مواد آلی  ( خاک نباتی=خاک تورب دار= Peat) می تواند از اثرات افزایش دمای سطحی در بعضی از مناطق بکاهد.
شواهد تاریخی وجود دارد که نشان می دهد پرمافراست می تواند سریعا تنزل پیدا نماید. برای نمونه در طی گرمای «بهینه» در هولوسن (در حدود 6000 سال قبل) حد جنوبی پرمافراست های غیر پیوسته شمالگان روسیه نسبت به موقعیت کنونی خود تا 600 کیلومتر در نواحی شمالی تر قرار داشته اند (Koster 1994). به طور مشابه، محققان نشان داده اند که در طول بزرگراه مکنزی[73] در کانادا بین سالهای 1962 تا 1988 لبه جنوبی منطقه غیرپیوسته چیزی تا حدود 120 کیلومتر به سمت شمال جا به جا شده است که این جا به جایی در پاسخ به افزایش 1 درجه سانتیگرادی در متوسط دمای سالانه نسبت به مدت مشابه بوده است (Kwong and Tau 1994).
جدول 22: برخی از پیامدهای ژئومورفولوژیکی گرم شدن جهانی
پیامدهای هیدرولوژیکی
افزایش اتلاف به صورت تبخیر و تعرق
افزایش درصد بارش به صورت باران به جای بارش به صورت برف زمستانه
افزایش بارش به صورت برف در عرض های بسیار بالا
افزایش خطر احتمالی چرخندهای موسمی با گستردگی، فراوانی و شدت بیشتر
تغییر در وضعیت باتلاق‌ها و تالاب ها
کمتر شدن استفاده گیاهی از آب به دلیل افزایش اثرات گاز کربونیک بر روی بسته شدن روزنه ها
 
کنترل های گیاهی
تغییرات عمده در گستره عرضی زیست بوم ها
کاهش در جنگل شمالی[74]، افزایش مراتع و غیره
تغییرات عمده در توزیع ارتفاعی انواع گیاهان (حدود 500 متر به ازای هر 3 درجه سانتیگراد)
افزایش رشد به خاطر باروری توسط گازکربونیک
 
پیامدهایی در کریوسفر (یخ کره)
پرمافراست، نابودی و زوال، ترموکارست، لایه های فعال با ضخامت افزایش یافته، ناپایداری شیب ها، ساحل رودخانه ها و خط ساحلی
تغییرات در نرخ فرسایش و قطعه قطعه شدن و انباشتگی یخچال ها و پهنه های یخی
ذوب دریاهای یخی
 
پیامدهایی در ساحل ها
آب گرفتگی و سیلاب در نواحی پست (شامل تالاب ها، دلتاها، ریف ها، لاگون ها و غیره)
پسروی سریع سواحل مخصوصا در سواحل ماسه ای
تغییرات در نرخ رشد ریف ها
گسترش یافتن باتلاق گیاهان حرا[75]
 
پیامدهای وابسته به باد
افزایش یافتن فعالیت توفان های گرد و غبار و جا به جایی تل های شنی (دون ها) در مناطقی با کمبود رطوبت
 
فرسایش خاک
تغییرات در پاسخ به تغییرات کاربری اراضی، حریق، پوشش طبیعی گیاهان، فرسایش ناشی از بارش باران و غیره
تغییرات ناشی از اصلاح فرسایش پذیری خاک ( به طور مثال سدیم و محتوای ارگانیکی)
 
فرونشست
خشک شدن رس ها تحت شرایط خشکسالی تابستان
                   
وو[76] و همکاران (1992) پیش بینی قطعی کردند با فرض اینکه گرم شدن گلخانه ای به مقدار 4 الی 5 درجه سانتیگراد موجب افزایش یکنواخت مکانی در دمای سطحی با بزرگی یکسان بر شمال کانادا می گردد. آنها پیشنهاد کردند که پرمافراست در بیش از نیمی از آنچه که اکنون نواحی غیر پیوسته است می تواند امحا گردد و دیگر اینکه مرز بین پرمافراست پیوسته و غیر پیوسته ممکن است تا صدها کیلومتر به سمت شمال تغییر مکان دهد و همچنین آب و هوای گرمتر نهایتا می تواند پرمافراست غیرپیوسته را از تمامی خشکی آمریکای شمالی حذف کند و تنها حضور آن را محدود به مجمع الجزایر قطب شمال نماید. در مناطقی که ذوب سریع پرمافراست رخ میدهد، پیامدها و نتایج بسیار می باشد. این موارد شامل فرونشست زمین (ترموکارست)، افزایش فرسایش خط ساحلی و ساحل رودخانه ها و افزایش در فعالیت جریان های آواری و دیگر شکل های ناپایداری شیب ها می باشد.
همچنین نواحی با عرض جغرافیایی بالا مخصوصا می تواند مستعد تغییراتی در بارش و رواناب باشد. نواحی که در حال حاضر به دلیل سرمای زیاد هوا بسیار خشک می باشند می توانند مرطوب تر شوند در صورتیکه زمستان های گرمتر موجب آب شدن بیشتر برف شوند و در نتیجه احتمالا موجب افزایش رواناب تابستانه می شود. در محیط هایی تا حدودی گرمتر که بارش های برف زمستانه قابل توجهی صورت می پذیرد ممکن است در جهانی گرمتر زمینه برای کاهش سهم بارش های برف زمستانه وجود داشته باشد. بنابراین بارش باران و رواناب زمستانه بزرگتری می تواند حادث گردد. اما در مجموع بارش کمتری برای وارد شدن به انباشته های برفی[77] جهت ذخیره و ذوب برف بهاره رخ می دهد. این موضوع به نوبه خود نتایج متفاوتی هم برای سطح رواناب در رودخانه ها در اواخر بهار و تابستان و هم برای سطح رطوبت خاک رقم خواهد زد. عوامل دیگری نیز می توانند رواناب را دستخوش تغییر قرار دهند. برای مثال زمانی که پرمافراست آی می شود ممکن است تغذیه آب زیرزمینی افزایش پیدا کند و رواناب سطحی کاهش پیدا نماید.
 
یخچال ها و ورقه‌های یخی (Glaciers and ice sheets)
یخچال ها و ورقه‌های یخی از نظر افزایش درجه حرارت می توانند بسیار مستعد باشند. اگرچه بحث های قابل توجهی وجود داشته است که کلاهک های یخی قطبی خواسته یا ناخواسته به خاطر افزایش ساییدگی و تکه تکه شدن، ذوب شتاب یافته، Tidewater Snout،  Cliffing of termini توسط افزایش سطح آب دریا، حذف اثرات Buttressing شلف های یخی[78] هنگامی که ذوب می شوند به صورت فاجعه انگیزی به گرم شدن جهانی پاسخ می دهند (Huybrechts et al. 1190). اما این شاید حالتی از یخچال های دره ای با وضعیت آلپی باشد که بسیار سریعتر و مشخص تر به گرم شدن آب و هوا پاسخ خواهد داد. این چنین یخچال هایی بسیار واکنش دهنده هستند به طوری که با نوسانات مکرر و سریع خود در نئویخچالی و هولوسن این موضوع آشکار شده است. اگرچه تغییرات در بارش و پوشش ابر و همچنین توپوگرافی از عوامل مهم کنترلی در وضعیت یخچال ها هستند اما بسیار محتمل است که اغلب یخچال های از نوع آلپی در جهانی گرمتر دچار عقب نشینی فزاینده ای گردند. در واقع نرخ های موجود برای میزان عقب نشینی (20 تا 70 سانتیمتر در سال) در پاسخ به مقطع زمانی گرم شدن از دهه 1880 که توسط بسیاری از مناطق کوهستانی در طی این سال ها تجربه شده، این امر را محتمل می سازد که بسیاری از یخچال ها ممکن است همه با هم ناپدید گردند. انواع اینگونه یخچال ها طیف وسیعی را شامل می شود که می توان به موارد موجود در ارتفاعات شرق آفریقا و یا ارتفاعات جنوبی نیوزیلند اشاره کرد.
حاشیه های بیابان (Desert margins)
پیشینه حاشیه های بیابان نشان دهنده آنست که در گذشته این مناطق نسبت به تغییرات محیط زیست حساس بوده اند. این موضوع به نوبه خود به این مطلب اشاره می کند که آنها احتمالا در آینده نیز می توانند نسبت به تغییرات محیط زیست مستعد تغییراتی باشند. بنابراین می توان گفت که فروافتادگی های بسته مکررا از حالت خشک و با درجه شوری بالا به حالت پرشده و درجه شوری پایین نوساناتی داشته اند. کف دره ها و دامنه کوه ها به صورت متناوب بین کنده شدن و پر شدن[79] تغییر کرده اند و هم چنین پهنه های تلماسه ای در بعضی از زمان ها پایدار و در بعضی مواقع دیگر در حال حرکت و تغییر بوده اند (Forman et al. 2001). بسیاری از مناطق خشک از کاهش حجم رواناب رنج خواهند برد (Arnell 1999) که این مقدار می تواند سالانه مجموعا تا بیش از 60 درصد کاهش حجم برسد. در واقع شیکلومانوف[80] (1999) اشاره کرده است که در نواحی خشک و نیمه خشک افزایشی 1 تا 2 درجه سانتیگراد در متوسط متوسط دمای سالانه و کاهش 10 درصدی در میزان بارش می تواند حجم رواناب سالانه رودخانه را 40 تا 70 درصد تقلیل دهد.
در مورد فروافتادگی های بسته، بررسی تعیین زمان سطوح بالایی آب در دریاچه های واقع در مناطق گرمسیری و نیمه گرمسیری نشان میدهد که بسیاری از آنها تاریخچه بسیار پیچیده ای را در طول هولوسن تجربه کرده اند و سطح آب در آنها به طور قابل ملاحظه ای تغییراتی را به خود دیده است. سطوح بالا از ویژگی های منطقه صحرای آفریقا در حدود 8000 سال قبل می باشد (در حدود 8000 سال قبل سطوح بالا در صحرای آفریقا اتفاق افتاده بوده است). یعنی زمانی که دمای جهانی احتمالا کمی بیشتر از دمای امروزی بوده است. بسیاری از انباشته های آب شیرین مربوط به این دوران می باشد. حتی این مطلب در مورد مناطق خشک واقع در قلب صحرا نیز صادق می باشد. بعضی از مسیرهای جریانی در آن زمان فعال بوده اند (مانند وادی هور[81]). رودخانه ها و سیستم های شیب دار[82] نوسانات بسیار زیادی را بین فاز پایداری رسوبگذاری رودخانه ای و فاز فرسایش و برش[83] داشته اند. حتی در طی قرن گذشته یا به عبارتی در سیستم های دره ای نواحی جنوب غربی آمریکا که تحت عنوان ARROYO شناخته می شوند شاهد مقاطعی از حفرشدگی و پرشدگی[84] بوده اند که این موارد در پاسخ به شرایط آب و هوایی و دیگر محرک ها (مانند تغییرات کاربری اراضی) می باشد. به طور مهمی در میزان و شدت بارش تغییراتی ایجاد شده است. آنچه که در این رابطه دارای اهمیت می باشد پاسخ پوشش گیاهی به پدیده بارش باران می باشد. به طوری که در مناطق نیمه خشک نه تنها به مقدار زیاد وابسته به رطوبت قابل دسترس می باشد بلکه فرسایش پذیری سطح زمین را نیز کنترل می کند.
تغییرات در نرخ بارش و تبخیر و تعرق می تواند تاثیرات قابل ملاحظه ای در محیط های بادی و فرآیندهای وابسته داشته باشد. نرخ وزش باد حرکت و جا به جایی ماسه و گرد و غبار و تشکیل دون ها بسیار وابسته به میزان رطوبت خاک و شرایط پوشش گیاهی می باشد. مناطقی که در حال حاضر در مرز بحران قرار دارند با توجه به فرآیندهای بادی به طور ویژه ای در معرض پذیرش تغییرات می باشند که این امر به طور مثال در مطالعاتی که اخیرا در بخش های نیمه خشک ایالات متحده آمریکا انجام شده است (مثلا دشت‌های مرتفع) مشهود می باشد. به طور مکرر در طول هولوسن آنها از حالت پایداری گیاهی به ناپایداری سطحی ناشی از خشکسالی تغییر وضعیت داده اند. تاریخ‌گذاری ترمولومینانس و اپتیکال[85] حساسیت آن‌ها را آشکار به ترک آشفتگی جزئی آشکار نموده اند. ژئومورفولوژیست ها با استفاده از خروجی مدل های چرخه عمومی (GCMs) و ترکیب آن ها با شاخص تحرک تلماسه ها که آمیخته ای از قدرت باد و نرخ بارش متوسط سالانه نسبت به تبخیر و تعرق پتانسیل می باشد، نشان داده اند که با افزایش گرم شدن جهانی تلماسه‌ها و پهنه های ماسه ای در دشت های بزرگ  احتمال دارد دوباره در بخش های عظیمی از منطقه فعال گردند به خصوص اگر تناوب و تکرار سرعت بادی که بالاتر از سرعت آستانه برای حرکت ماسه است تا مقدار متوسط افزایش پیدا کند (Muhs and Maat 1993). کار مشابهی برای نحوه تولید طوفان های گرد و خاک در دشت‌های بزرگ و پراریز[86] کانادا انجام شد که کاربرد GCMs نشان داد شرایطی قابل مقایسه با سال های کاسه خاک[87] ویرانگر در دهه 1930 احتمال دارد دوباره تجربه شود.
نوار ساحلی گرمسیری(Tropical coastlines)
خطوط ساحلی نسبت به تغییرات آب و هوایی آینده محیط های بسیار حساسی هستند که این خود به سه دلیل مربوط می باشند: 1- ارتباط بین فعالیت چرخندهای گرمسیری و دمای سطح دریا (SST) 2- محدوده دمایی قابل تحمل توسط ریف های مرجانی 3- اثراتی که تغییرات دما و افزایش سطح آب دریا بر روی باتلاق های حرا دارد.
چرخندهای گرمسیری عامل مهمی برای تغییرات ژئومورفولوژیکی می باشند. آنها موجب سایش و آبشستگی کانال های رودخانه، رسوب واریزه های بادبزنی خراب کردن و شکست سطوح شیب دار، ایجاد و یا تخریب سدهای ساحلی، تغییر و تبدیل طبیعت بعضی از جزایر مرجانی (حتی ساخت و یا نابودی آنها) و تغییر در شوری و کدورت لاگون ها می شوند. در صورتیکه تناوب و تکرار و گستره جغرافیایی آنها تغییر نماید می توانندتاثیرات مهمی را برجا گذارند. اگرچه که این مطلب روشن نمی باشد که چه میزان این خصوصیات مهم دستخوش تغییر قرار خواهند گرفت. به طور مستقیم می توان انتظار داشتکه در صورتی که دمای سطح دریا افزایش یابد فعالیت چرخندها دارای تناوب، شدت و وسعت بیشتری خواهد بود زیرا که SST عامل کنترلی مهمی در چگونگی توسعه آنها می باشد. در واقع یک حد آستانه بین دمای حدود 26.5 تا 27 درجه سانتیگراد وجود دارد. اگرچه پنل بین دولتی و چند دانشمند دیگر در مورد این مطلب که گرمایش جهانی همواره تحریک کننده فعالیت چرخندها می باشد، متقاعد نگشته اند.
ریف های مرجانی ممکن است نسبت به گرمایش حساس باشند که بخشی از آن به خاطر نقشی است که چرخندها در سیر تکاملی آنها بازی می کند و بخشی دیگر نیز به دلیل آنست که با تغییر در SST رشد آنها می تواند مجددا شروع و یا اینکه شتاب بگیرد و نهایتا بخشی دیگر هم ناشی از این موضوع می باشد که وجود و هستی آنها ارتباط بسیار نزدیکی با سطح آب دریا دارد.
در دهه 1980 ترس گسترده ای غالب گشت که در صورتی که نرخ افزایش سطح آب دریا بالا برود (شاید 2 تا 3 متر و یا بیشتر در سال 2100) دیگر در آن موقع ریف های مرجانی نمی توانند وجود داشته باشند و ممکن است تمامی مرجان ها به زیر آب فرو روند. نگرانی خاصی نسبت به سرنوشت احتمالی گروه های جزیره ای اقیانوس آرام و همچنین جزیره مالدیو در اقیانوس هند ایجاد گردید. با این حال با توجه به اینکه انتظارات نسبت به درجه ای از افزایش سطح آب که می تواند اتفاق افتد کاهش پیدا کرده بود، این باور رشد پیدا کرد که ریف های مرجانی با نرخ های متوسطی از افزایش سطح آب می توانند زنده بمانند و حتی توسعه پیدا کنند.
در جایی قضیه مربوط به باتلاق ها و دیگر تالاب ها می باشد ریف ها دارای خصویات دینامیکی هستند که می توانند نسبت به افزایش سطح آب پاسخی کافی دهند. این نکته حائز اهمیت است که بپذیریم که شرایط آنها به عوامل متعددی به غیر از نرخ فرو رفتن به زیر آب وابسته می باشد.
افزایش دمای سطح دریا می تواند عواقب زیان باری بر روی مرجان هایی داشته باشد که بیشینه حرارتی آنها چندان بالا نمی باشد. اغلب گونه های مرجان نمی توانند شرایط دمایی بیشتر از حدود 30 درجه سانتیگراد را تحمل کنند و حتی افزایشی در درجه حرارت آب دریا به میزان 1 تا 2 درجه می تواند اثرات نامطلوبی بر روی گونه های مرجان های آب های کم عمق داشته باشد. افزایش یافتن دما در سال های اخیر به عنوان دلیل سفید شدن گسترده مرجان ها شناخته شده است ( از دست دادن زوگسانتله‌های همزیست). آن دسته از مرجان هایی که تحت تنش دمایی یا آلودگی قرار گرفته اند نسبت به مرجان های سالم ممکن است به سختی از عهده مقابله با افزایش سریع سطح آب دریا برآیند. علاوه بر این ممکن است که افزایش یافتن تشعشعات ماورابنفش که به دلیل نازک شدن لایه اوزون می باشد نیز سفید شدن و مرگ و میر ناشی از گرمایش جهانی را شدت بخشد. مطالعات متعددی به این موضوع اشاره داشته اند که سفید شدن مرجان ها خصوصیتی متداول در طی سال های گرم دهه های 1980 و 1990 بوده است (Goreau and Hayes 1994).
با این حال کینسی[88] و هوپلی[89] (1991) بر این باورند که مقدار کمی از ریف ها در جهان قادر به وفق دادن خود به صورت رضایت بخشی نسبت به افزایش درجه حرارت اقیانوس ها به میزان 1 تا 2 درجه سانتیگراد نمی باشند. این موارد به شرطی است که انحراف های دمایی کوتاه مدت زیادی وجود نداشته باشد (محدوده دمایی قابل تحمل اکثر ریف ها بیشتر از این مقدار می باشد). در واقع آن ها به طور کلی بر این باورند که افزایش سطح آب دریا در دنیایی گرمتر می تواند رشد ریف ها را تحریک نماید. آن ها پیش بینی کردند که تولید و رشد ریف ها در صد سال آینده می تواند تا دو برابر افزایش پیدا کند به طوری که میزان آنها از حدود 900 میلیون تن در سال به رقم 1800 میلیون تن در سال برسد. آنها اگرچه به این نکته اشاره داشتند که بعضی از عوامل فرعی نیز می توانند این میزان رشد و تولید را دستخوش تغییر قرار دهند و از میزان آن بکاهند. به طور مثال فزایش پوشش ابر در جهانی گرمتر می تواند فرآیند کلسیتی شدن را به دلیل کاهش نرخ فتوسنتز تقلیل دهد. افزایش میزان ریزش باران و به نوبه آن فعالیت توفان های شدید می تواند موجب خساراتی گردد و از بین رفتن آب شیرین را به دنبال داشته باشد. همچنین می توان به مثال دیگری اشاره کرد که کاهش در مقدار pH آب دریا می تواند اثرات نامطلوبی بر فرآیند کلسیتی شدن داشته باشد. به هر حال برای قله ریف ها که به طور متناوب توسط جزائر کوچک (cays and
motus
) متشکل از ذرات آواری پوشیده می شوند تولید و رشد پیوسته تنها پاسخ ریف ها به افزایش سطح آب نیست. این جزایر ممکن است نسبت به افزایش سطح آب بسیار حساس باشند. در طرف دیگر در صورتیکه دریاهای گرمتر توفان های بیشتری را ایجاد کنند، راسب شدن حجم عظیمی از واریزه های بسیار درشت تحت شرایطی خاص می تواند به افزایش توسعه آنها منجر شود. هر چند که وضعیت بسیار پیچیده می باشد و در بعضی از موارد ممکن است توانایی رشد و توسعه عمودی ریف ها توسط خسارات ناشی از توفان کاهش پیدا نماید. بنابراین نیاز است که همانگونه که تغییرات بزرگی توفان های گرمسیری مد نظر قرار می گیرد به تغییرات تناوب و تکرار توفان های گرمسیری نیز پرداخته شود. برای تناوب های بالای توفان اهمیت نسبی مرجان ها و جلبک های آهکی ممکن است تغییر کند (Spencer 1994).
سایر نوارهای ساحلی (Other coastlines)
سواحل متعدد دیگری وجود دارند که می توانند در نتیجه پیامدهای گرمایش جهانی و طبع آن افزایش سطح آب دریا دستخوش تغییراتی قرار بگیرند. این سواحل شامل سواحل ماسه ای، انواع مختلفی از باتلاق‌های نمکی و مناطقی با فرونشست زمین می باشد.
سواحل ماسه ای به دلیل قانون به باروون[90] (Bruun 1962، شکل 55 را ببینید) حساس در نظر گرفته می شوند. این قانون نرخ فرسایش سواحل در آینده را که در پاسخ به افزایش سطح آب دریا حادث می گردد، پیش بینی می کند. باررون یک نیمرخ تعادل را در نظر گرفت که آن حجم موادی که در حین عقب نشینی خط ساحلی از بین رفته است، بر روی حاشیه ساحل[91] و یا  شلف داخلی مجاور منتقل و در نتیجه حفظ مشخصات کف اصلی و شرایط نزدیک ساحل کم عمق شده است. با افزایش سطح آب دریا رسوبات دیگری می بایست به بخش زیرین آب پروفیل ساحل اضافه شود. یکی از منابع تامین این مواد، فرسایش سواحل می باشد که به ازای هر یک متر افزایش سطح آب دریا به طور تقریبی فرسایش حدود 100 متر از سواحل فرض می گردد. اگرچه این مفهوم در ابتدا جالب به نظر میرسد اما تایید و یا کمی سازی آن بدون ژرفاسنجی‌های دقیق و تلفیق پروفیل های کرانه ای در طی یک بازه زمانی طولانی بسیار مشکل می باشد. علاوه بر این ممکن است یک زمان تاخیر قابل ملاحظه ای در پاسخ خط ساحلی مشاهده شود (ممکن است پاسخ خط ساحلی با تاخیر همراه باشد) که بسیار وابسته به تناوب و تکرار توفان های محلی می باشد. به علاوه این مدل اساسا دو بعدی می باشد که در آن نقش جا به جایی به موازات ساحل[92] رسوبات نادیده گرفته شده است. همچنین بر این فرض استوار است که هیچگونه نشت رسوب قابل توجهی از مناطق دور از ساحل صورت نمی پذیرد. تعیین دقیق بیلان رسوبات در حالت سه بعدی هنوز با مشکلات بسیاری همراه می باشد. هر چه {باوجود} مشکلات مدل سازی، سواحل شنی از جاهایی که در حال حاضر باریک هستند و  سطح زمین و یا باتلاق و مرداب در پشت سر آن‌ها قرار دارند، ناپدید می شوند اما آن‌ها احتمالا می توانند در جاهایی که در  دشت‌های خط الراس ساحلی عریض عقب نشینی می کنند، باقی بمانند.
باتلاق های نمکی که شامل باتلاق های حرا می باشد نسبت به افزایش سطح آب دریا پتانسیل بسیار بالایی برای آسیب پذیری دارند. این امر در زمان افزایش سطح آب دریا در مناطقی که سدها و استحکامات از حرکت به سمت خشکی باتلاق ها ممانعت به عمل می آورد، بیشتر مشهود می باشد. با این حال باتلاق های نمکی خصوصیات دینامیکی را دارا می باشند و در برخی شرایط قادر به مقابله با وضعیت های به وجود آمده و حتی افزایش های سریع سطح آب دریا می باشند. در واقع بعضی از گیاهان مهمی که در به دام انداختن رسوبات موفق می باشند ممکن است دامنه گسترش خود را در پاسخ به گرم شدن وسعت دهند. از اینگونه گیاهان می توان به حرا در نیوزیلند و همچنین اسپاریتا آنجلیکا[93] در اروپای شرقی اشاره نمود. تمامی این موارد می توانند منجر به تسریع رشد باتلاق ها گردند.
یک راه در جهت تلاش برای پیش بینی اثرات افزایش نرخ بالاآمدگی سطح دریا بررسی و مطالعه مناطقی است که در حال حاضر نرخ افزایش سطح آب دریای بالایی را که ناشی از فرونشست است دارا باشند. به نظر میرسد در سواحل جنوب شرقی انگلستان که بالاآمدگی با نرخ 5 میلی متر در سال اتفاق می افتد، باتلاق های نمکی بر این امر فائق آمده باشند. به نظر میرسد که رسوبات ناشی از لبه های بیرونی با رسوباتی که برروی سطوح درونی باتلاق ایجاد گشته اند سهیم می باشند. علاوه بر این رشد باتلاق های نمکی در انگلستان در حال حاضر دارای بزرگی مشابه و یا بیشتر از نرخ های پیش بینی شده برای بالاآمدگی سطح دریا را دارا می باشد.
 

عکس 55- خط راه آهن اصلی بین فرانسه و اسپانیا در نزدیکی بارسلونا، به فرسایش شدید خط ساحلی و همچنین ریل های متروکه در پیش زمینه تصویر توجه شود. سواحل ماسه ای از این نوع نسبت به بالاآمدگی سریع آب ناشی از گرم شدن جهانی بسیار حساس می باشند.
 
رید[94] (1990) پیشنهاد کرد که باتلاق های نمکی در محیط ها و ساختگاه های رودخانه ای می توانند به میزان کافی ورودی از رسوبات داشته باشند بنابراین قادر خواهند بود با سرعت مناسبی همگام با بالاآمدگی پیش بینی شده سطح دریا برافزوده شوند (به عبارتی رشد کنند و توسعه پیدا نمایند). به همین ترتیب مشارکت بعضی از گیاهان نظیر اسپاریتا سوآردز[95] ممکن است نسبت به سایر موارد در تقویت برافزایش نسبتا موثرتر واقع گردد. همچنین تجمع مواد ارگانیکی به خودی خود می تواند در ارتقا و پیشرفت تشکیل و شکل گیری بعضی از سطوح باتلاق به صورت عمودی مهم باشد. برای باتلاق هایی که به رسوبات غیر آلی برافزوده وابسته می باشند (رشد و توسعه آنها توسط رسوبات غیر آلی صورت می گیرد)، افزایش فعالیت توفان ها و فرسایش سواحل که ممکن است ناشی از اثرات گازهای گلخانه ای باشد، می تواند به طور غیر قابل باوری مقدار کافی از رسوبات را در محیط های ساحلی جهت افزایش میزان رسوبات (تامین رسوب مورد نیاز) به حرکت درآورد.
یک نوع خاص از باتلاق ها که می توانند متاثر از افزایش سطح آب دریا ناشی از فعالیت های انسانی گردد مرداب های حرا هستند. حرا ها ممکن است پاسخی متفاوت با دیگر انواع باتلاق ها بدهند زیرا که گیاهان اصلی آنها درختان و درخچه هایی با عمری نسبتا طولانی می باشند. این بدان معناست که سرعت تغییر پهنه بندی آنها کمتر خواهد بود. در جایی که هر افزایشی در سطح آب بیانگر سهم بزرگتری از کل دامنه جزر و مد نسبت به مناطق میکروتایدال می باشد، درجه از هم گسیختگی احتمالا در مناطق میکروتایدال بزرگتر خواهد بود. با این حال شناخت وضعیت حرا ها جهت شناخت نحوه پاسخ آنها بسیار مهم می باشد. سیستم هایی که تحت سیطره رودخانه ها می باشند و همراه با مقادیر زیادی رسوبات نابرجا می باشند، پیشروی سریعتر خط ساحلی ناشی از انباشتگی رسوبات و برافزودگی (رشد) دشت های دلتایی را خواهند داشت. هم چنین ممکن است قادر به همگام سازی خود با نرخ نسبتا سریع بالاآمدگی سطح آب دریا باشد. در مقابل در محیط های ریفی که در آنها رسوبگذاری عمدتا از نوع برجا می باشد، احتمال بسیار کمی وجود دارد که سطوح حرا قادر به حفظ خود با افزایش سطح آب دریا باشند (Elison and Stoddart 1990). توانایی زادمایه های حرا (پروپاگول: قسمتی از گیاه که توانایی جدا شدن و تشکیل یک گیاه جدید را دارد) برای ایجاد ریشه و پایدار سازی خود در مناطق جزر و مدی که در سطوح بالاتر از سطح متوسط دریا قرار دارند، تا اندازه ای مستقل از نوع گونه گیاه می باشد. به طور کلی زادمایه های بزرگتر (مانندریزوفورا اس پی پی[96]) نسبت به انواع کوچکتر (مانند اوسینا اس پی پی[97]) در آب های نسبتا عمیق تری می توانند پابرجا و پایدار شوند. مورد دیگر ریشه های هوایی می باشد که در فواصل کوتاه فقط به صورت عمودی بالای گل و لای جزر و مدی ایجاد می گردد.
تشکیل کلونی های حرا و مهاجرت آنها می تواند متاثر از شرایط شوری باشد به طوری که هرگونه گمانه زنی در مورد نحوه پاسخ حرا ها نسبت به بالاآمدگی سطح دریا می بایست شامل میزان تغییرات در رواناب آب شیرین و بارش باران باشد.
در مناطق خشک مانند خاورمیانه در فواصل طویلی از خط ساحل حاشیه هایی از دشت های کم ارتفاع نمکی ایجاد شده است (سبخا ها). به طور کلی این خصوصیات به عنوان فرم های تعادلی به حساب می آیند که توسط فرآیندهای رسوبی (مانند سیلتی شدن های آواری، ورودی هایی ناشی از بادها، سازندهای تبخیری، رسوب پلت های مدفوعی) و فرآیندهای هموار و دشت ساز مانند فرسایش باد و امواج ناشی از توفان، ایجاد می گردند. این عوامل بیشتر در سطوح بالای جزر و مدی عمل می کنند. به دلیل محدوده فرآیندهای رسوبی که در توسعه آنها دخیل هستند، ممکن است آنها بتوانند خود را با یک بالاآمدگی سطح دریا مطابقت دهند. اما داده های کمی مربوط به نرخ های رشد در حال و گذشته بسیار ناکافی و پراکنده هستند.
نکته حائز اهمیتی که در ارتباط با تمامی انواع تالاب ها وجود دارد مربوط به مناطق پشت ساحل یا پس کرانه می باشد. اگر افزایشی در سطح آب دریا موجب راندن باتلاق ها به سمت خشکی شود، تحت شرایط طبیعی بسیاری از باتلاق ها و مرداب ها توسط خلیج های دهانه ای پست و زمین های آبرفتی که می توانند جا به جا شوند به عقب رانده می شوند. با این حال در بسیاری از بخش های استحکامات دریایی در جهان، سیل گیر و دیگر ساختارهایی در لبه ها و حاشیه های داخلی احداث شده است که این موارد از تصرف و پیشروی به سمت مناطق داخلی جلوگیری به عمل می آورد. در حال حاضر آزمایشاتی در حال انجام است تا مشخص گردد که آیا توسعه تالاب های نمکی در صورت وجود و نفوذ استحکامات دریایی می تواند پیشرفت داشته باشد.
آخرین نوع از محیط های حساس ساحلی مناطقی است که در حال غرق شدن و به زیر آب رفتن می باشد. با در نظر داشتن زیر آب رفتن در مقیاس محلی و همچنین بالاآمدگی سطح آب دریا ها در مقیاس جهانی، این سواحل مستعد آب گرفتگی و طغیان آب می باشند. بعضی از مناطق به طور طبیعی و به دلیل انباشت رسوبات بر روی پوسته (مثلا دلتاها) و یا به دلیل فرآیندهای تکتونیکی در معرض فرونشست می باشند اما در بعضی از مناطق کلیدی شاهد تسریع در این امر به دلیل فعالیت های انسانی می باشیم. این نوع فرونشست ها عمدتا در اثر استخراج آب های زیرزمینی و یا مواد هیدروکربنی حاصل می گردند و می توانند در کلانشهرهایی که در مناطق ساحلی گسترش دارند (مانند بانکوک و توکیو) و بخش هایی از آن ها نزدیک و یا پایین تر از سطح کنونی آب دریا قرار دارند به امر جدی و مهمی بدل می گردد.
اگر چه هنوز ممکن است عدم قطعیت هایی در مورد اینکه آیا گرم شدن جهانی اتفاق خواهد افتاد و یا در مورد تاثیراتی که گرم شدن جهانی می تواند داشته باشد و اینکه اگرچه ممکن است درجات تغییر آب و هوا و سطح دریا که برآورد می شود در نگاه اول نسبتا کم و متوسط به نظر آید اما ساده انگاری و سطحی نگری درباره اثرات باالقوه ژئومورفولوژیکی که توسط گرم شدن جهانی به بار خواهد آمد می تواند اشتباه باشد. دانش ما در مورد چگونگی واکنش سیستم های ژئومورفولوژیکی نسبت به نوسانات آب و هوایی در بازه زمانی هلوسن و همچنین دانش ما نسبت به ارتباط نزدیک فرآیندهای ژئوموفولوژیکی و شرایط آب و هوایی ما را به این نتیجه میرساند که بعضی از محیط ها به نحوی قاطع و شدید به شرایط پاسخ می دهند و پیامدهای متعددی را برای اشغال این محیط ها توسط انسان به دنبال خواهد داشت.
 
 
 
[1]-Ice-contact lakes
[2]-De Geer
[3]-Varves
[4]-Cobble
[5]-Boulder
[6]-Tills
[7]-Wind coupling
[8]-Ice-push features
[9]-Glacial marine
[10]-Glacial-marine
[11]-Grounding-line depositional systems
[12]-Morainal bank
[13]-Groundingline fan
[14]-Subwash fan
[15]-Trough-mouth fan
[16]-Diamict apron
[17]-Waterlain till and paratill
[18]-Ice-keel turbate
[19]-Ice-proximal
[20]-Ice-distal glacimarine systems
[21]-Heinrich
[22]- Glaciel
[23]-Polynya
[24]-Fjords
[25]-Cross-shelf troughs
[26]-Inter-ice-stream ridges
[27]-Mega-lineations
[28]-Grounding-line systems
[29]-Sea-ice scours
[30]-Ploughs
[31]-Wallows
[32]-Striated boulder pavements
[33]-Panizza
[34]-Glacis d’érosion
[35] Oberlander
[36]-Coque   
[37]-Jauzein
[38]-High Steppe
[39]-Gafsa
[40]-Duricrust
[41]-Inlandsis
[42]- Slater
[43]- Banham  
[44] - Boulton
[45]Jones
[46]-Crevasse Infill
[47]-Bennett
[48]-Hubbert 
[49]-Rubey
[50]-Hart
[51] -Rose
[52]- Brei∂´amerkurjökull
[53] Trapridge
[54]-Black Rapids
[55]- Storglaciären
[56]- Bakaninbreen
[57] -Svalbard
[58]- Boulton
[59]- Weybourne
[60] -Norfolk
[61] -Kirk Martinez
[62]-Laurentide
[63] Oniega
[64]- Lyell
[65]- William Morris Davis
[66]- Walther Penck
[67]- Lester King
[68]- Shuttle Radar Topography Mission
[69]-Scabland
[70]- EXTRATERRESTRIAL GEOMORPHOLOGY
[71]- Intergovernmental panel on climate change
[72]- Permafrost
[73]- Mackenzie
[74] -Boreal forest
[75] -Mangrove Swamp
[76] -Woo
[77]- Snowpack
[78]- Ice Shelves
[79]-Cut and Fill
[80]- Shiklomanov
[81]- Wadi Howar
[82]- Slope Systems
[83]- Incision
[84]- Trenching and Filling
[85]-Thermoluminescent and optical dates have
[86]-Prairies
[87]-Dust-Bowl
[88]- Kinsey  
[89]- Hopley
[90]-BRUUN RULE
[91] -روی حاشیه ساحل (Shoreface) منطقه باریک و پرشیب رو به دریا یا دریاچه از خط ساحلی آب های کم ژرفا است که بطور دائم پوشیده از آب است
[92]- Longshore
[93] - Spartina anglica
[94]-Reed
[95] Spartina swards
[96] - Rhizophora spp
[97] - Avicenna spp
دفعات مشاهده: 52 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 0.112 seconds with 885 queries by yektaweb 3506