[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 Ice تا Inland Delta ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
I
 
 
 
ICE-یخ  
    یخ حالت جامد آب است، که از دو یون مثبت تک ظرفیتی هیدروژن و یک یون منفی دو ظرفیتی اکسیژن تشکیل شده است. آب و یخ عامل اکثر فرآیندهایی هستند که منجر به ایجاد حکاکی چشم اندازهای سنگی می شود. آب دارای یک مثلث متساوی الساقین متشکل از سه هسته H2O با زاویه راس برابر' 3 °105 است، که هسته الکترونی اکسیژن در راس و هسته های پروتونی هیدروژن در دو گوشه دیگر آن قرار دارند. دو الکترون اتم اکسیژن در مدار مرکزی نزدیک هسته قرار داشته و 8 الکترون دیگر اکسیژن در مدار بیرونی است که دو الکترون آن شامل الکترون هایی می شود که با یکی از اتم های هیدروژن مشترک است. هسته اکسیژن و یک پروتون هسته هیدروژن توسط هریک از این مدارها احاطه شده اند. چهار الکترون دیگر به دور 2 مدار مختلف المرکز[1] می چرخند. بهمین دلیل، 4 مدار مختلف المرکزی که نسبت به هسته اکسیژن تشکیل می شوند، بطور کامل توسط مدارهای الکترون پوشش داده نمی شوند. در نتیجه برخی از بارهای مثبت پروتون ها بطور کامل نمایش داده نمی شوند. مدارهای الکترون مختلف المرکز یک بار منفی اضافی را در جهت دو مدار فاقد پروتون ایجاد می کنند. بارهای کوچک منفی انتهای اکسیژن و نیز بارهای مثبت کوچک انتهای هیدروژن بطور برابر مشخص می کنند که ملکول های H2O نیز کمی باردار هستند. بنابراین یک پیوند الکترواستاتیک ضعیف بین انتهای هیدروژن یک ملکول و انتهای اکسیژن ملکولی دیگر(پیوند هیدروژنی) تشکیل می شود و این بدین دلیل است که هر ملکول آب توسط 4 ملکول دیگر در یک آرایش فضایی چهارضلعی احاطه شده است. با توجه به هر ملکول خاص، پیوند هیدروژنی بیش از 10 برابر ضعیف تر از پیوند کووالانسی[2] می باشد. بنابراین ترکیب ملکول به راحتی با کاهش یا افزایش انرژی، تشکیل شده یا شکسته می شود.
    در وجه مایع، ملکول ها نسبت یکدیگر در حرکت می باشند، که در وجه یخ، پیوندهای هیدروژنی پایدار بین ملکول های اطراف مانع این حرکت می شود که درنتیجه ساختار متبلور شش­گوشه یخ را ایجاد می کند(تصویر 90 الف و ب). این بدین دلیل است که در دماهای منفی انرژی سیستم کم است. این امر به یخ ِخالص، آرایش شبکه ای متقارن با تراکم پایینتر( 91668/0 گرم بر سانتیمتر مکعب) از آب خالص(999984/0 گرم بر سانتیمتر مکعب در دمای 0 درجه سلسیوس و فشار اتمسفر نرمال 1013 هکتوپاسکال(hpa)) می دهد. ملکول های یخ متبلور بصورت لایه هایی از حلقه های شش ضلعی، سازمان یافته اند، که اتم های موجود در یک حلقه در دو سطح قرار می گیرند(شکل 90 ب).  فاصله بین دو لایه(276/0 نانومتر) بسیار بیشتر از فاصله بین سطوح اتم ها(0923/0 نانومتر)می باشد. شکل لایه های مجاور قرینه یکدیگرند. محور نوری[3](محور c یا محور اصلی نیز نامیده می شود) بلور یخ عمود بر سطح پایه همچون سطح یک لایه حلقه های شش ضلعی اتم می باشد. در شبکه های شش گوشه، سه محور a مربوط به بلورشناسی[4] که با فاصله 60 درجه از یکدیگر قرار دارند، سطح پایه ای را شکل می دهند(شکل 90 الف و ج).
        در بررسی های آزمایشگاهی12 نوع ویژگی بلورشناسی یخ شناخته شده است، که در شرایط طبیعی تنها 2 نوع آن دیده می شود که شایع ترین آنها یخ متبلور شش ضلعی می باشد که بین دماهای 0 تا 70- درجه و فشار بالاتر از 210 مگاپاسکال(MPa) شکل می گیرد. یخ در قالب بلور مکعبی در دما و فشار بسیار پایین(پایین تر از 70- درجه سانتیگراد) در قسمت های فوقانی تروپوسفر نیز یافت می شود. اشکال دیگر چند ضلعی یخی در فشار و دمای بالا(دمای صفر درجه و فشار بالاتر از 800 مگاپاسکال) ظاهر می شوند. چگالی چنین "یخ های داغ[5] "به بالاتر از 3/1 گرم بر سانتی متر مکعب میرسد و ممکن است در سنگ کره بعنوان آب جامد ظاهر شود، که در آن تنها تعدادکمی ملکول با دیگر کانی ها پیوند شیمیایی ضخیمی برقرار می نمایند. اینگونه تصور میشود که این امر ممکن است روی خواص مشخصی از سنگ ها تاثیر بگذارد، و شاید حساسیت آن ها را نسبت به فرسایش افزایش دهد.

شکل 90: ساختار یخ و اشکال بلورین آن(تعدیل شده از جانیا[6] 1988). مدل ساختار مشبک: الف) سطح پایه، ب) نمای عمودی نسبت به محور c . ج) انواع بلورهای یخ شش ضلعی: 1- منشوری[7])،2- صفحه ای، 3- جامی[8]، 4- ستاره برفی
 
    افزایش حجم آب جامد به میزان 10 درصد، عامل فرآیندهای ژئومورفیک مثل هوازدگی مکانیکی و خاکسره[9] می باشد. مقایسه حجم ویژه بالای یخ شش ضلعی "معمولی" نسبت به چگالی آب بویژه آب دریا، موجب شناوری یخ می شود. یخ شناور یا آیسبرگ می تواند یک عامل ژئومورفیک باشد. یخرفت راندگی، نتیجه ذوب کوههای یخ غنی از مواد آواری است که نه تنها در اعماق دریا، بلکه در خلیج های کوچک کم عمق و دریاچه های یخچالی نیز بر جای مانده اند.
    از ترکیب 6 ایزوتوپ اکسیژن و 3 ایزوتوپ هیدروژن در شرایط مختلف طبیعی، 36 نوع ایزوتوپ آب و یخ بوجود می آید، که مهمترین آنها عبارتند از: H216O (آب معمولی)؛  HD16O(آب سنگین[10]-D) و H218O (آب همراه با اکسیژن "سنگین" 18O). دونوع آخر بترتیب دارای ترکیبات(03/0% و 2/0%) افزودنی جزئی از آب های اقیانوسی هستند که مهم ترین منبع بخار آب اتمسفری و در نتیجه برف و یخ روی زمین می باشند. ملکول های آب با ایزوتوپ های پایدارِ سنگین تر، سرعت تبخیر کمتری دارند و تراکم آن کمی سریع تر از بخار صورت میگیرد. ترکیبات ایزوتوپی بارش برف بستگی به دمای تبخیر آب دریا و دمای تبخیر چگالش(تصعید دوباره[11]) دارد. نسبت محتویات ایزوتوپ های سنگین، کسری از غلظت آن ها نسبت به ایزوتوپ های "سبک" (18O/16O  یا D/H) در یک نمونه از برف(یخ) می باشد. در ارتباط با انحراف(δ) آن از نسبت "میانگین استاندارد آب اقیانوسی[12]" (SMOW) بصورت  نسبت هایی از هزار(ppt) (%) نامیده می شود. متوسط مقدار سالانه 18 Oδ در نمونه های برف موجود در مناطق قطبی بصورت رگرسیون خطی ارتباط نزدیکی با میانگین سالانه دمای هوای آن مناطق دارد. بدین ترتیب که محتوای ایزوتوپ پایدار در نمونه های بدست آمده از هسته های یخ عمیق، منبع خوبی از داده های دمای هوا در زمان های گذشته تحت عنوان دماهای دیرینه[13] می باشد.
    با وجود این واقعیت که یخ متبلور شش ضلعی(تصویر 90 ج) شایع ترین یخ روی زمین است، بلورهای یخ شش ضلعی بطور کاملا متقارن، بندرت در طبیعت شکل می گیرد. عواملی که موجب تبلور آب می شود، مشخص می کنند که بلورهای یخ اغلب ناقص یا معیوب هستند. ابتدا، آبهای طبیعی که بندرت از لحاظ شیمیایی خالص هستند، ترکیباتی را در خود حل کرده که منجر به تغییر فاز(تبلور) در دماهای پایین تر از 16/0 درجه سانتیگراد میشود- که این رقم عموما بعنوان دمای انجماد در نظر گرفته می شود. آب در حالت فوق سرد[14](مثلا در حالت مایع بودن زیر دمای نقطه انجماد) بندرت خود به خود منجمد می شود، و تنها زمانی قادر به انجماد می باشد که مراکز تبلور(مثل ذرات کوچکی از یخ یا دیگر مواد معدنی) در درون آن وجود داشته باشد. هنگامی که آب منجمد می شود، ملکول های H2O بصورت شبکه بلورین به خود نظم می دهند. هنگامی که عمل سرد شدن در آبهای آرام[15] بصورت تدریجی باشد، سایر ملکول ها به دیواره خارجی بلورهای یخی حمل می شوند. اما تبلور سریع در حرکت آشفته آب سبب عدم اتصال ملکول های دیگر گونه های شیمیایی به شبکه بلورین یخی شده و در نتیجه ساختار آنها معیوب می گردد. در کل، محورهای نوری بلورهای یخ متمایل بر جبهه خنک کننده[16] یا سطح انجمادگرا هستند. بلورهای عمودی یخ، مشخصهِ یخ دریاچه و یخ عریان[17] هستند، درحالی که بلورهای یخی ریز[18]، محورهای c را در جهت باد شکل می دهند. یخِ یخچالی[19] و یخ کف و رودخانه منجمد[20] بطور تصادفی به محورهای نوریِ متبلورتمایل دارند.
    عدم تکامل در شبکه بلورین، عاملی برای تبلور مجدد محسوب شده و زمانی که جهت های جدیدی تحت فشار حاکم بر شکاف ها ایجاد شوند، بلورهای یخی دوباره در سمت فشار، جهتدار میشوند. تحت فشار زیاد ناشی از ایستایی یخ[21]، ملکول های گازی اتمسفرمثل N2, O2, CO2 که بین بلورهای یخ به دام افتاده اند بصورت شبکه درونگیر[22] به یکدیگر متصل میشوند. وقتی چنین بلورهایی از یخ بر سطح یا جلوی یخچال ها با فشار کم، ظاهر می شوند، ملکول های گازی شکل، در جهت یخ ذوب شده یا اتمسفر، آزاد می شوند.
    یخ تحت شرایط طبیعی ممکن است به صور گوناگون از جمله یک کانی، رسوب یا یک سنگ در نظر گرفته شود(Shumskyi 1955: 15–16). سختی یخ با تغییر دما تغییر می کند. در مقیاس موس[23] و در دمای صفر درجه، سختی آن همانند تالک و ژیپس بوده و برابر 5/1 است، در حالیکه در دمای40- درجه سانتیگراد سختی یخ برابر4 (معادل سختی فلوئوریت) می باشد. روشن است که فرسایش یخچال بدون فرآیند انجماد مجدد[24] در بستر یخچال ناممکن است، بعنوان مثال عمل ذوب ناشی از فشار در مجاورت یخچال و تحت انجماد مجدد در سمت باد پناه  آن صورت میگیرد.
    یخ در زمین و در سیارات مریخ، پلوتون، اقمار مشتری (مثل اروپا، کالیستو[25]) و زحل نیز معمول است. هرچند، وجود آب در اشکال بخار، مایع و جامد، زمین را سیاره ای منحصر بفرد برای منظومه خورشیدی میسازد، اما فاز جامد آن بصورت یک دایره بسته نامنظم، تحت نام یخکره زمین را احاطه کرده است. این اصطلاح توسط دوبرولسکی[26] در سال 1923و از کلمه یونانی kryos بمعنی سرد گرفته شده است، که تنها در حالت آمیخته با سنگ کره، آبکره و هواکره به حالت یخ شامل پوشش برفی، یخچال ها، یخ دریا و آب شیرین، یخ زمین و یخ های موجود در اتمسفر ظاهر میشود. در مجموع جرم تمام یخ در زمین حدود  1016 ×5/2 تن در سیستم متریک می باشد، که در سطح و یا لایه های فوقانی پوسته زمین وجود دارد و مساحتی به اندازه  106 × 4/73 کیلومتر مربع را اشغال می کند. این فضا 2/14درصد از مساحت کره زمین را با نوسان سالانه بین 5/10 و 9/17 درصد شامل میشود. بنابراین، یخ بویژه در نواحی قطبی و اقالیم معتدله، بندرت می تواند عامل مهم ژئومورفیک محسوب شود. با در نظر گرفتن تمام اشکال مربوط به یخ، یخچال ها مهمترین عامل تغییر ناهمواری ها هستند. مجموع حجم یخچال ها و ورقه های یخی، تقریبا 7/97 درصد تمام اشکال یخ سطح زمین را در بر می­گیرد، درحالی که یخ زیرسطحی تنها 1/2 درصد یخ ها را شامل می شود(Kotlyakov 1984: 347–348).
     یخ اتمسفری، در اشکال ستاره ای، صفحه ای یا ستونی(تصویر 90 ج)، زمانی که در سطح زمین قرار بگیرد پوششی برف مانند را ایجاد میکند و چگالی بین 05/0 و 5/0 گرم بر سانتی مترمکعب دارند. پوشش برف موقت، فرآیندهای مربوط به دامنه ها مثل حرکات توده ای خاص همچون بهمن را تحت تاثیر قرار میدهد( AVALANCHE, SNOW را ببینید).
    در مناطقی که تجمع برف، فرایند ناشی از ذوب را افزایش می دهد، برف به یخ و سپس یخچال تبدیل میشود و زنجیره ای از فرآیندها منجر به تبدیل پوشش برفی تازه به شکل خاصی از "سنگ یخی" چندبلوری میشود که در محیط های گرم(با وجود آب و پوشش برفی) و سرد و خشک با یکدیگر تفاوت دارند. نفوذ آب ذوب شده به درون توده های برف، عمل تبدیل را سرعت می بخشد. در شرایط سرد، تصعید نقش مهمی در گِرد کردن و رشد بلورها بازی می کند. با وجود تفاوت های محیطی، عموما 4 مرحله تبدیل برف به یخچال چند بلوری شناخته شده اند که عبارتند از: اولین مرحله تبدیل برف تازه با تخلخل 95 درصد به برف قدیمی با چگالی 5/0 3/0 گرم بر سانتی متر مکعب است که با توجه به وضع ظاهری، تراکم و گرد کردن بلورها مشخص می شود. در مرحله دوم،  تراکم ناشی از فشار لایه های فوقانی منجر به تبدیل برف های قدیمی با تخلخل 50 درصد به برف های دانه درشت می شود که یخبرف[27] نام دارد و چگالی آن 55/0 گرم بر سانتی متر مکعب است، این فرایند حدود یک سال به طول می انجامد. در مرحله سوم، یخبرف تخلخل کمی دارد اما همچنان نفوذپذیر می باشد. در مرحله چهارم، یخبرف به یخ سفید یخچالی که جدیدترین و آخرین مرحله این فرایند است، تبدیل می شود که زمان بیشتری را در آب و هوای سرد می گذراند، تا جایی که حرکات ناشی از فشردگی بین دانه ای همراه با سخت شدن[28] یا تبلور مجدد از طریق تصعید و تغییر شکل پلاستیکی صورت میگیرد. در اقالیم گرم تر، با توجه به نفوذ آب مایع، تغییرات سریع تری انجام می شود، که این امر مربوط به انجماد مجدد و البته در نظر گرفتن شرایط دیگر است. در شرایط بسیار سرد و خشک، اینگونه فرآیندها صدها یا هزاران سال بطول می انجامد(4000 سال در ایستگاه وستوک، شرق ناحیه قطبی جنوب[29]). در شرایط اقلیمی جنب قطبی[30]، این تغییرات دهه ها طول خواهد کشید. چگالی یخ یخچالی جدید 83/0 گرم بر سانتی متر مکعب است، و با توجه به بسته شدن منافذ حباب های آن، نفوذ پذیری بسیار پایینی دارد. در این مرحله، ابعاد بلورهای یخ معمولا در حد میلیمتری بوده و محورهای c آن بطور تصادفی جهت دار میشوند. آخرین مرحله رشد بلورها و چگالش یخ یخچالی از طریق تغییرات دینامیکی صورت گرفته و نیازمند تغییر شکل ناشی از جریان یخچالی می باشد(بخش یخچال ها را ببینید). چگالی یخ های قدیمی ممکن است تا 9/0 گرم بر سانتی مترمکعب و اندازه بلورهای آن نیز می تواند قطری بزرگتر از 10 سانتیمتر(شکل 63) داشته باشد. جهت گیری غالب محورهای نوری دینامیکی بلورهای یخ تغییر شکل یافته، عمود بر میدان فشار نهایی می باشد. با این حال یخ زیرین[31] یخچال ها دارای ساختار متفاوتی با یخ های فوقانی تر هستند. سطح بستر اکثر یخچال ها دارای ناهمواری با برآمدگی های مقاوم سنگی است. وقتی که یک یخچال از مانعی با شرایط دمایی نزدیک به نقطه ذوب فشار یخ عبور میکند، ذوب می شود و در سمت مخالف آن، آب مجددا یخ بسته و لایه ای از یخِ دوباره منجمد شده را تشکیل میدهد و که خرده سنگ ها[32]ی بستر یخچال نیز در ترکیب آن دیده می شود، که شکل گیری یخ بستر مملو از مواد آواری در بسیاری از یخچال های مناطق معتدل و دارای فصول گرم[33] مشاهده شده است. ترکیب ایزوتوپی لایه های یخ بستر، حاکی از بهم پیوستگی[34] بلورهای یخی آب فوق العاده سرد ناشی از زهکشی حاشیه یخچالی[35] است(Titus et al. 1999: 43). محتوای خرده سنگ های موجود در یخ بستر(یخرفت زیرین[36]) متفاوت و خیلی متنوع بوده و به عوامل متعددی بستگی دارد. محدوده خرده سنگ های بستر یخچال ورقه های یخی بسیار سرد زیرین قطب جنوب و گرینلند(تا 16 متر) نسبت به یخچال های طبیعی مناطق معتدل و دارای فصول گرم که تا ضخامت 4/0 تا چندمتر[37] را در بر می گیرد، گسترده تر است حجم آن بین 12-7 درصد میرسد، در حالی که غلظت خرده سنگ ها در محدوده باریک یخچال های گرم که کمتر از یک متر است، میتواند از 50% نیز تجاوز کند(Menzies 2002: table 6.2). در مقابل، تراکم خرده سنگ های کل یخچال بسیار پایین است و به کمتر از یک درصد می رسد. زهکشی رسوبات یخچالی به تراکم خرده سنگ ها در محدوده یخی بستر و سرعت لغزش آن بستگی دارد.

عکس 63: بلورهای درشت یخ مربوط به لایه های زیرین یخچال هورن، در شبه جزیره اسپیتزبرگن[38](فواصل 10 سانتیمتری مشخص شده است). A گنجایش حباب هوا، P مقطع عرضی صفحات پایه بلور، B تغییر شکل پلاستیکی مرز بلورین و D مواد آواری اضافه شده به یخ( Photo by Jacek Jania ).
     یک ورقه یخی سپر مانند با وسعت بیش از 50000 کیلومتر مربع در سطح قاره[39] پراکنده شده است و میتواند به اندازه کافی(هزاران متر) ضخیم باشد تا کاملا موجب هر بی نظمی در توپوگرافی بستر زیرین شود. جریان یخی که در یک الگوی شبه-شعاعی[40] یک تا چند مرکزی مرتب شده است تحت عنوان گنبدهای یخی[41] نام برده می شود. ورقه یخی قطب جنوب مثالی برای توده یخ معاصر با چنین ابعادی می باشد: که مساحت آن 106*13 cکیلومتر مربع، و حجم آن نیز 106*11/30 کیلومترمکعب است. پوشش یخی قطب جنوب دارای 5 گنبد یخی است که ارتفاع آن 4000 متر از سطح دریاست. حداکثر ضخامت یخ(4776 متر) در قسمت شرقی قطب جنوب یافت شده است. متوسط ضخامت یخ در این ناحیه برابر 2160 متر است(Drewry 1983:4). پوشش ورقه یخی گرینلند 106*75/1 کیلومتر مربع و ضخامت متوسط یخ آن برابر1790 متر (با حجم: 106*74/2 کیلومتر مکعب) می باشد. دو گنبد یخی در گرینلند تشخیص داده شده است که ارتفاع گنبد شمالی به 3236 متر از سطح دریا می رسد(Van der Ween 1999). یک گنبد یخی شکل محدبی دارد و جریان آب درون آن عمدتا به صورت عمودی(رو به پایین) می باشد.
    سرعت یک جریان یخ منطقه ای که درون صفحه یا کلاهک یخی قرار دارد، بطور قابل ملاحظه ای سریع تر از اطراف آن است. هر چند مسیر اکثر جریان های یخ با توپوگرافی سنگ بستر شناسایی شده اند، اما از لحاظ تئوریک یک جریان یخ دارای هیچگونه مرز سنگی[42](ناهمواری) نیست؛ جریان های یخ قطب جنوب 90% مواد تجمع یافته داخلی خود را تخلیه میکنند(Paterson 1994: 301). بهترین جریان های یخ شناخته شده واقع در سواحل سیپل[43] در قطب جنوب جریان های A, B, C,D,E و یخچال جکوبشاون[44] در غرب گرینلند هستند. سرعت اندازه گیری شده جریان یخ B از 800  متر در سال[45] تجاوز کرده در حالی که سرعت یخ در کناره ورقه یخی کمتر از 10 متر در سال است(Van der Ween 1999). سرعت حرکت در سطح یخچال جکوبشاون حدود 8 کیلومتر در سال است(Fahnestock et al. 1993:1,532). در هر دو مورد، لغزش بستر عامل جریان سریع یخ می باشد. تصور میشود که سرعت بالای بستر جریان های یخ منجر به فرسایش شدید بسترهای یخچالی میشود. 
    در زمین های منجمد(پرمافراست) انواعی از یخ ها وجود دارند که از نظر منشا، اندازه، شکل و ساختار داخلی با یکدیگر تفاوت دارند و از نظر ژنتیکی به دو دسته تقسیم می شوند: (1) آنهایی که از آبهای زمینی نشات گرفته اند و (2) آنهایی که از آبهای مهاجر سطح زمین ناشی شده اند. در گروه اول، توده های یخی بزرگی هستند که هیدرولاکولیت[46] نامیده میشوند و ضخامت آن ها می تواند به 40-20 متر و قطرشان نیز به ده ها یا حتی صدها متر برسد(مثل یخ پینگو[47]). اشکال کوچکتر معمولا عدسی شکل هستند. لنزهای یخیدر زمین های نسبتا خشک یا در رسوباتی که مثل زمینهای سنگی که نفوذپذیری کمی دارند ظاهر میشوند. با توجه به کانی شناسی آب که به درون رسوبات و به مناطق بالاتر از فشار اتمسفر در زمین مهاجرت میکند، تبلور یخ در زمین در دماهای زیر نقطه انجماد صورت میگیرد. لنزهای یخی رشد رو به بالایی دارند و ساختار روکشی اجزای کانی سازنده آن حالت افقی دارند. گوه های[48] یخ (بخش گوه یخ و ساختار مربوطه را ببینید) شایع ترین اشکال یخ هستند که از نفوذ آب ناشی می شوند.
    یکی از ویژگی های قابل توجه رودخانه های بزرگ شمال نیمکره شمالی(مثل رودهای سیبری، کانادا) فشردگی یخ است که اغلب در فصول زمستان و بهار اتفاق می افتد، این پدیده اغلب با ذوب زودرس برف در مناطق جنوبی حوضه ها و انسداد آب با ماندگاری طولانی تر پوشش یخی رودخانه در مناطق شمالی همراه هستند. فشردگیو انسداد آب، در زمستان و زمانی که زیر پوشش یخی منجمد بستر جای میگیرد رخ میدهد. این انسداد ممکن است آنقدر شدید باشد که مناطق وسیعی از دشت های سیلابی مجاور را بطور هولناکی در بر بگیرد. در این حالت، قطعات یخی شکافته، بطور محدود ممکن است سبب فرسایش رسوبات دشت های سیلابی شوند.
    منشاء توده های خاصی از یخ، غارها هستند، که به آن غار یخی  می گویند و معمولا دارای لایه ضخیمی از یخ ها و یخپاره ها[49]ی ورقه ورقه بنام استالاکتیک و استالاگمیت هستند. غارهای یخی در مناطق کارست مانند زمین های یخ زده شایع هستند. آن ها همینطور در مناطقی که زمین همیشه یخ زده نیست، دیده میشوند. در چنین مواردی، ریز اقلیم خیلی خاص درون غار عامل تشکیل و نفوذ سالانه لایه های یخ به درون غار می باشد: تنها یک ورودی آن هم واقع در بالای غار وجود دارد که در زمستان، هوای سرد اطراف را پایین درون غار می مکد، در حالی هوای سبک تر بهاره و تابستانه نمی تواند به درون غار نفوذ کند. آب های ناشی از بارش یا ذوب برف در کف غار یخی منجمد تراوش می نمایند.
    تونل های محصور در درون و زیر یخچال، سیستم زهکشی غارهای یخچالی نامیده می شود، که این تونل ها آب را از سطح به کانال های زیرین یخچال عبور می دهند، این مجراها ستون های یخی[50] یا مولین[51] نام دارند. این ستون ها در سطوح ناپیوسته داخل یخچال تحت عنوان سطوح شکاف دار و برشی، توسعه می یابند.
References
Dobrowolski, A.B. (1923) Historja nauturalna lodu Natural history of ice], Warszawa: Kasa im Mianowskiego.
Drewry, D. (1983)  Antarctica: Glaciological and Geophysical Folio , Cambridge: Scott Polar Research Institute..
Fahnestock, M., Bindschadler, R., Kwok, R. and Jezek K. (1993) Greenland Ice Sheet surface properties and ice dynamics from ERS-1 SAR imagery,  Science262, 1530-1534.
Jania, J. (1988)  Zrozumiec lodowce [Understanding glaciers], Katowice: ydawnictwo Slask.
Kotlyakov, V.M. (ed.) (1984)  Glyatsiologicheskiy slovar [ Glaciological dictionary], Leningrad: Gidrometeoizdat.
Menzies, J. (ed.) (2002) Modern and Past Glacial Environments, Oxford: Butterworth-Heinemann Paterson, W.S.B. (1994)  The Physics of Glaciers ,Oxford: Pergamon.
Shumskyi, P.A. (1955)  Osnovy structurnogo ledove-deniya [Principles of structural glaciology ], Moskva, Izdatelstvo Akademii Nauk SSSR; Trans. (1964 )Principles of Structrual Glaciology , New York: Dover.
Titus, D.D., Larson, G.J., Strasser, J.C., Lawson, D.E., Evenson, E.B. and Alley, R.B. (1999) Isotopic, composition of vent discharge from the Matanuska Glacier, Alaska: implication for the origin of basal ice, Geological Society of America, Special Paper 337. 37-44.
Van der Ween, C.J. (1999)  Fundamentals of Glacier Dynamics, Rotterdam: A.A. Balkema.
Further reading
Hooke, R.L. (1998) Principles of Glacier Mechanics, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Martini, I.P., Brookfield, M.E. and Sadura, S. (2001) Principles of Glacial Geomorphology and Geology, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Petrenko, V.F. and Whitworth, R.W. (1999)  Physics of Ice, Oxford: Oxford University Press.
SEE ALSO: glacier; ice sheet; ice stream; ice wedge and related structures; permafrost
JACEK JANIA          (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                                
 ICE AGES (INTERGLACIALS,INTERSTADIALS AND STADIALS)
اعصار یخبندان(دوره بین یخچالی، دوره های بین یخچال زایی و یخچال زایی)
    اعصار یخبندان در طول دوران زمین شناسی مثل پرکامبرین، اردویسین، پرموتریاس و سنوزوئیک که ترشیاری و کواترنری بخشی از آن محسوب می شوند رخ داده اند. در طول دوره یخبندان پرمو-تریاس، ورقه های یخی در جنوب ناحیه قطبی جنوب متمرکز بودند، که آثار رسوبات یخچالی آن، بنام تیلیت دویکا[52]، بر اثر "رانش قاره ای[53]" و تکه تکه شدن ابرقاره(گندوانا[54]) در آمریکای جنوبی، آفریقای جنوبی، جنوب هند و جنوب استرالیا یافت شده است. یخبندان دوران سنوزوئیک حدود 34 میلیون سال پیش در ناحیه قطبی جنوب اتفاق افتاد. اما از نظر ژئومورفولوژیک، اصطلاح "عصر یخبندان" ترکیبی از چندین عصر یخبندان و دوره های بین یخچالی است، که به دوره کواترنری مربوط می شود، زمانی که تغییرات ژئومرفیک بسیار عظیمی در سطح زمین رخ داده است.
    تحول شرایط بینابینیِ حال حاضر آب و هوای زمین با محل قاره ها، راه های دریایی، رشته کوه ها و تحول سیستم آب و هوایی در دوران یخبندان مطابقت دارد. همزمان با جدایی قاره های جنوبی از گندوانا، هند با برخورد به آسیا بزرگترین زمینشکل روی زمین را با نام فلات تبت ایجاد کرد که یکی از ویژگی های آن مرتفع بودن آن است که با سطح فوقانی سیستم بادهای غربی که منجر به  ایجاد موج هایی در گرداب قطبی میشود، برابری می کند، این هوای سرد شمالی وارد کانادا و اروپا میشود و قاره های سرد همجوار با اقیانوس های گرم که ترکیب ایده آلی برای شروع عمده عصرهای یخبندان کواترنری بودند را بوجود آورده است. زمانی که در حدود 4 میلیون سال قبل بعلت سردی هوا، انسداد تنگه پاناما رخ داد، گردش ناحیه ای آب اقیانوسی اطلس و آرام ضعیف شده و با گردش آب گرم نصف النهاری در اقیانوس اطلس- که منجر به ایجاد بارش برای رشد صفحات یخی شد- جایگزین شد و شروعی بر تشدید عمیق آب گرم  اطلس شمالی بود، که گرداننده جریان حرارتی اقیانوسی است.
    بر اساس دیدگاهی که از یک نوع رسوب چینه ای[55](نوع سایت[56]) در منطقه وریکا[57] در نزدیکی کروتون[58] ایالت کالابریا[59] واقع در ایتالیا بدست آمده است، دوره کواترنری از حدود 8/1 میلیون سال پیش، آغاز شده است. اما دیدگاه دیگر شروع دوره کواترنری را از حدود 5/2 میلیون سال قبل می داند، که با اولین رسوبات دریایی ثبت شده در شمال اقیانوس اطلس همزمان می باشد. این موضوع نشان میدهد که ورقه های یخی به اندازه ای بزرگ شده و رشد کرده اند که کوههای یخی از طریق زمین های منطقه جزر و مدی  به اقیانوس متصل شده اند. بر این اساس هنگامی که یخ ها ذوب می شوند، بار رسوبی یخ ها[60] به سمت کف اقیانوس رها می شوند. برای مثال، بین "خاک رس قرمز" و اولین لس های ووچِنگ[61] کشور چین و بستر اولین یخبندان پیش از نبراسکا[62] در آمریکای شمالی همزمانی برقرار است.
    دماهای پایین یکی از ویژگی اعصار یخبندان دوره کواترنری است، که این موضوع با خط برف نواحی عرض های میانی[63] که بیش از 1 کیلومتر پایین تر از امروز بوده مشخص می شود. این امر منجر به رشد ورقه های یخ بزرگ در عرض میانه کانادا و اسکاندیناوی شده است، که همزمان سطح آب اقیانوسی، تا بیش از 135 متر کاهش یافت. از آنجا که وجه تشابه جدیدی بین ورقه ها وجود ندارند، و اینکه چگونه این ورقه های بزرگِ یخ رشد کردند، سه نظریه اصلی در این زمینه مطرح شده است: (1) ارتفاع و رشد یخ در سمت روبه باد آن[64]: براین اساس ابتدا ورقه یخی لاورنتاید[65] در کانادا رشد کرده و سپس موجب رشد ورقه یخی فنلاند- اسکاندیناوی[66] شده است. اینگونه فرض شده است که یخ ابتدا در کوهستان های اونگاوا[67] و کِبِک[68] کانادا رشد کرده، سپس به سمت منبع بارش از خلیج مکزیک شروع به گسترش می کند، و قبل از شکل گرفتن گنبد یخی بزرگ به ضخامت 3 کیلومتر یا بیشتر تا فراز خلیج کوچک هادسون[69] کشیده می شود. (2) یخچالزایی سریع[70]: شامل رشد سریع و عمودی یخ از تکه های بزرگ برف که در مناطق وسیع ازجمله زمین های پست کیواتین[71] در غرب خلیج هادسون پراکنده شده اند. این امر منجر به ایجاد ورقه یخی با چندین گنبد نازک تر شده که البته با تغییرات سریع آب و هوایی نیز همخوانی دارد. (3) ورقه های یخی سطح دریا: این نظریه به ورقه یخی غرب ناحیه قطبی جنوب مرتبط می باشد و ورقه های یخی عرض های میانی در مرکز مناطق کم عمق دریایی مانند خلیج هادسون یا دریای بالتیک[72] را در بر می گیرد، جایی که گنبدهای بزرگ یخی در آنجا رشد می کنند. این گنبدها توسط جریان های یخ زهکشی می شوند، و بصورت سکوهای یخی شناور تقویت شده و ضمن بی ثباتی، توان ماندگاری زیادی نیز نداشته و بنابراین به درون اقیانوس سقوط می کنند. گاهی برخی از ورقه های یخی به اندازه ای بزرگ هستند که به مناطق خط ساحلی اقیانوس اطلس شمالی میرسند، و کوه های یخی دریایی را ایجاد می کنند. این کوههای یخی بهنگام ذوب شدن، موادی را که با خود حمل کرده اند بصورت لایه هایی در اقیانوس برجای می گذارند. چنین حوادثی بعنوان رویدادهای هاینریش[73] شناخته شده اند و یک چرخه نامنظم 5 تا 7 ka[74] دارند.
    در عصر یخبندان، ناحیه جنوبی ورقه های یخی که به سمت استوا فشرده تر هستند، دارای پوشش گیاهی بوده، این امر اثر مهاجرت گیاهان[75] و جانوران[76] را در فرآیندهای ژئومورفیک نشان می دهد. عرض های جغرافیایی میانی دارای آب و هوای جنب یخچالی داشته و گردش جوی شدیدی بین این مناطق و آب و هوای قطبی برقرار بوده است. در همین زمان عرض های جغرافیایی پایین در حال گذران دوره خشکی گسترده ای بود. دوران یخبندان با بهبود مختصر شرایط آب و هوایی به نام دوره بین یخچالی[77] تغییر کرده که این دوران با دوران یخچالی[78] سردتر از هم جدا شدند. دوره های بین یخبندان عامل تشکیل هیچ یک از ورقه های یخی عرض های جغرافیایی میانی نبوده، چرا که سطح دریا در این مناطق نسبتا بالا بوده و جانوران و گیاهانی شبیه به دوره های بین یخچالی کنونی(هولوسن[79]) داشته اند. طول دوران یخبندان در ادوار گذشته، معمولا تا 100 هزار سال ادامه نیز داشته است. اما طول دوره های بین یخچالی متغیر و بحث برانگیز می باشد. در طی حدود 400 هزار سال قبل، طول دوره بین یخچالی ممکن است در بهترین حالت 60 هزار سال دوام آورده باشد؛ اما مدت زمان "آخرین دوره بین یخچالی" بطور بحث برانگیزی حدود 125 ka است: که با توجه به برخی شواهد، حدود 10 هزار سال به طول انجامیده است، اما برخی دیگر معتقدند که طول زمانی آخرین دوره بین یخچالی دو برابر این مقدار بوده است. دوره بین یخچالی اخیر حدود 11600 سال طول کشیده است که در درون آن چندین نوسان آب و هوایی جزئی مانند عصر یخبندان کوچک[80] نیز رخ داده است.
    تصویر 91 برخی از 50 دوره یخچالی و بین یخچالی را که در طی 5/2 میلیون سال قبل رخ داده اند، نشان می دهد. این باور با این دیدگاه پیشین و قدیمی که تنها 4 دوره یخبندان در "عصر یخبندان بزرگ کواترنری[81]"  رخ داده اند در تضاد است، این دیدگاه بر اساس ثبت گسترش یخچال آلپی[82] با 4 تراس فرسایشی[83] در باواریا[84] توسط پنک[85] و بروکنر[86] در سال 1910 نشان داده شده اند. این دیدگاه در آمریکا و نقاط دیگر جهان با 4 گروه عمده رسوبات یخچالی مورد تایید قرار گرفته است.

 شکل 91: ثبت مرکب دوره های یخ مربوط به 5/2 میلیون سال اخیر، بر اساس تغییرپذیری اکسیژن دارای ایزوتوپ 18.(from Crowley and North 1991)
    الگوی پنک و بروکنر به مدت بیشتر از 60 سال دوام داشت و سپس شواهدی با پیچیدگی هایی از منبعی غیرمنتظره بروز نمود که عمدتا مربوط به رسوبات دریایی اقیانوس های باز عمیق است که توالی طولانی مدت اعصار یخبندان کواترنری در آنها ثبت شده است. این شواهد شامل لجن ها[87]ی میکروفسیلی پلانکتونی[88] و بنتوزی[89](کفزی دریایی) میشوند که پوسته آهکی[90] خود را با ایزوتوپ های پایدار اکسیژنی با آبی که در آن ساکن شده اند پنهان کرده اند. در آغاز باور براین بود که تنوع در نسبت 18O و 16O در میکروفسیل های راسته روزن داران[91] در درجه اول شاخص دمای اقیانوسی بوده که موجودات در آن رشد میکردند، و بمیزان کمتری ترکیبات ایزوتوپی اقیانوس را شامل می شده است. پس از آن نشان داده شد که ترکیبات ایزوتوپی اقیانوس، و نه دمای آن، کنترل اولیه نسبت ایزوتوپی اکسیژن را بعهده دارد. علاوه براین بدلیل اینکه دمای آب اعماق اقیانوس، سرد باقی می ماند، پس روزنه داران ته دریا تنها می توانند ترکیبات ایزوتوپی اکسیژن اقیانوس را ثبت کنند. بنابراین، بدلیل کنترل اولیه حجم ایزوتوپی یخ سبک محصور در قاره ها در طول دوران یخبندان، از سیگنال های اعماق دریا بعنوان شاخصی از حجم یخ ارائه می دهند که یک رکورد برای دوران یخچالی و بین یخچالی می باشد. علاوه براین، بدلیل اینکه حجم یخ قاره ها بدلیل بالا و پایین آمدن دریا تغییر کرده است، این اتفاق موجب شده که سیگنال های اعماق دریا ناشی از تغییرات سطح دریا نیز باشند. بتازگی نشان داده شده که دمای آب اعماق دریا تغییراتی داشته؛ بدین ترتیب که نسبت 18O اعماق دریا دیگر نمی تواند بطور دقیق حجم یخ یا اطلاعات مربوط به سطح دریا را ارائه دهد. خوشبختانه این موضوع با اندازه گیری دما بر اساس نسبت منیزیم/کلسیم در صدفیان[92] حل و فصل شد، این موضوع موجب اندازه گیری جداگانه حجم یخ گسسته و پارامترهای دمایی آن شد.
    سیگنال های مربوط به ایزوتوپ اکسیژن که نشان دهنده دوره های یخچالی و بین یخچالی می باشد، به اشکوب[93] و زیراشکوب[94] تقسیم می شوند. دوره های بین یخچالی در جهت عکس زمان با اعداد فرد شماره گذاری می شوند، و شروع شماره گذاری آن با دوره های بین یخچالی زمان حال(هولوسن) مانند آشکوب 1 است. همچنین دوران یخچالی نیز عکس زمان ولی با اعداد زوج شماره گذاری میشوند، که با آخرین دوره یخبندان یا حداکثر آخرین یخچال، مانند آشکوب 2 شروع می شود. با تعیین ایزوتوپ اکسیژن اشکوب 3 در اواسط اخرین چرخه 100 ka سردرگمی قابل توجهی ایجاد شده است. این بدین دلیل است که زمانی تصور میشد که فرکانس انحراف 41 ka، گام اصلی زیرین دوره یخبندان بوده است. در صورتی که در واقعیت، دوره بین یخچالی حال حاضر(هولوسن) در اشکوب اول(قبل از دورن یخبندان) قرار داشته است و آخرین دوره بین یخبندان نیز در 125 ka و در مرحله زیراشکوب 5 قرار می گیرد، که گرمترین بخش مرحله 5 است، زمانی که شرایط کم و بیش با حال حاضر مطابقت دارد. اشکوب 3 در دوره بین یخچالی نیست، بلکه صرفا برای بهبود شرایط جوی با مقیاس های هزار ساله دوره های بین یخچالزایی در طول چرخه آخرین یخبندان نشانه گذاری شده است.
    یک وسیله برای ارائه گاهشناسی[95] دوره های یخچالی و بین یخچالی توسط نقاطی ثابت در درون هسته زمین، جایی که وارونگی مغناطیس زمین اتفاق می افتد، ارائه شده است. بدین منظور مهم ترین وارونگی مغناطیسی، وارونگی Matuyama/Brunhes در 78/0 میلیون سال قبل(780ka ) می باشد. با در نظر گرفتن ثبات رسوبات، مرز بین دوره یخبندان و بین یخچالی مشخص و ارائه میشود. این امر زمانی با سن پیش بینی شده آخرین دوره بین یخچالی 125ka برابری می نمود که از اورانیوم 234- توریوم 230  در صخره های مرجانی بالاآمده[96] کمک گرفته شده بود. از آن زمان به بعد، این روش برای تایید سن دوره های بین یخچالی تا 300 ka، یعنی ایزوتوپ اکسیژنی اشکوب 9 استفاده شد. آخرین خط ساحلی دوره های بین یخچالی در سراسر دنیا بعنوان صخره های مرجانی، سواحل برجسته[97] و یا سواحل تخت[98] مشخص شد. جزئیات ثبت نوسانات سطح آب دریا در صخره های مرجانی جزایر باربادوس[99]، تاهیتی[100] و شبه جزیره هون[101] گینه نو[102] انجام شده است.
    وارسی سیگنال مربوط به ایزوتوپ اکسیژن موجود در رسوبات، تعداد چرخه ها یا آهنگ سرعت آنها را نشان می دهد(تصویر 91). این سرعت بدلیل چرخش مداری زمین به دور خورشید بوده و در دوره زمانی 100ka (خروج از مرکز[103] مدار)، 41 ka (تنوع دایره البروج[104] یا انحراف از محور زمین)، 23ka و 19Ka (پیشروی نقاط اعتدال[105] که فاصله بین زمین و خورشید را در انقلاب های تابستانی[106] تغییر می دهد) رخ می دهند. با توجه به تغییرات میزان انرژی خورشیدی دریافتی در عرض های جغرافیایی مورد نظر، برای ثبت ایزوتوپ های اکسیژنی(حجم یخ)، همچنان باید به انتظار تایید این سرعت ها در هسته های رسوبات اقیانوس هند باشیم. از نظر زمانی ثبت ایزوتوپ های اکسیژنی و چرخه های نجومی با یکدیگر همخوانی ندارد، چرا که بین نیروی چرخشی و واکنش آب و هوا به عنوان عامل شکل گیری ورقه های یخ تاخیر وجود دارد و یا عامل فاسد کننده، ترکیبات ایزوتوپی اکسیژن را تغییر می هد. با استفاده از روابط فازی(پیشروی و تاخیر[107])، ثبت ایزوتوپ اکسیژنی با استفاده از تغییرات محوری پیش بینی شده "تنظیم" میشود. این روش بحث برانگیز بوسیله مباحثات مربوط به شروع و طول مدت آخرین"دوره بین یخچالی" (ایزوتوپ اکسیژن زیر اشکوب 5e) که دوره های اورانیوم- توریوم[108] را در رسوبات استالاگمیت[109] نشان می دهد، تخمین زده شده است. برآورد کوتاهتر این مساله براساس محاسبات مداری عرض جغرافیایی 65 درجه شمالی(عرض جغرافیایی حساس برای ورقه های یخی عرض های جغرافیایی میانی) انجام شده است، در حالی که برآورد طولانی تر آن با محاسبات محوری عرض جغرافیایی 65 درجه جنوبی سازگارتر است.
    با وجود بحث های مداوم در مورد دقت عصر یخبندان و بین یخبندان، بنظر میرسد که منشا دوران یخبندان مشخص شده باشد. یکی از عوامل ایجاد تغییرات دمایی مذکور، تغییر محور زمین است که سبب تغییرات آب و هوایی می شود. اما چگونه نیروی مداری موجب تغییرات آب و هوایی واقعی می شود؟ موضوعی که پرسش های دیگری را نیز در پی داشته است. ثبت داده های پیشین دوره کواترنری، انحراف شدید 41 ka  را بدون هیچگونه اثری از سرعت خروج از مرکز 100ka را که تنها پس از 700 ka متمایز می شود، نشان می دهند(شکل 91). این امر زمانی صورت گرفته است که ورقه های یخیِ عرض های جغرافیایی میانی برای اولین بار بسمت جنوب توسعه یافته و تا اوهایو، لندن، برلین و کیِف اوکراین رسیده اند. علت دیگر وجود چرخه 100 ka کواترنری چیست؟ شاید بالاتر رفتن فلات تبت(در اثر اصل ایزوستازی) نیروی موثر آب و هوایی را شدت بخشیده باشد؟ البته این احتمال نیز وجود دارد که فرسایش قاره ای بصورت فزاینده لایه های فوقانی سنگ های هوازده را بطور گسترده ازبین برده است تا سنگ های مقاوم تر زیرین آشکار شوند. ورقه های یخی با شیب کم در بسترهای انعطاف پذیر نرم رخ می دهند، اما سنگ های مقاوم تر موجب شکل گیری گنبدهای یخی با حاشیه ای شیبدار می شود. درحالی که دریافت برف بیشتر در قله ها ادامه می یابد، این عوامل سبب فرو بردن بیشتر پوسته در گوشته زمین میشوند، که در نتیجه آن بر سن یخ افزوده می شود، که این امر ممکن است موجب انتقال از چرخه مذکور از 41ka  به 100ka  شود. یک مطلب دیگر اینکه، عدم انطباق کامل بین نیروهای ایجاد شده با سرعت 100ka و زمان پاسخگویی به سیستم آب و هوایی می باشد(شکل 92). درحالی که پاسخی قوی و قابل پیش بینی برای سیستم آب و هوایی در رابطه با میزان انحراف و باندهای تقدیمی[110] وجود دارد، پاسخ نامناسب در باندهای خروج از مرکز بصورت غیرقابل توضیح باقی می ماند. آیا این موضوع می تواند بدلیل توسعه عمودی گنبدهای یخی بزرگ باشد، یا شاید نقش اصلی آن مربوط به باند خروج از مرکز، تعدیل باند انحرافی و حرکت نیروهای تقدیمی باشد؟

شکل 92: معمای چرخه 100000 ساله انحرافات اعصار یخبندان و بین یخبندان از طریق تجزیه اشعه خورشیدی و مجموعه زمانی اقلیمی که از طریق عناصر دوره ای غالب نشان داده شده است(Imbrie et al. 1993).
    تقویت مداری تغییر نیروی آب و هوا با افزایش یا کاهش غلظت گاز گلخانه ای دی اکسید کربن و متان در اتمسفر همراه است. همانطور که با اندازه گیری اتمسفر پیشینِ محفوظ شده در حباب های هوایی که در لایه های یخ موجود در ورقه های یخ قطب جنوب و گرینلند به دام افتاده اند، نشان داده شده است این موضوع آشکارا در تغییرات آب و هوایی دخیل است(تصویر 93). غلظت های بالاتر گازهای گلخانه ای با دوره های بین یخچالی مطابقت دارند، درحالی که در طول دوران یخبندان از شدت غلظت آن در اتمسفر کاسته می شود. تجزیه ایزوتوپ اکسیژن یا ایزوتوپ هیدروژن سنگین[111] یخ هسته ها در ورقه های یخی گرینلند و قطب جنوب(تصویر 93ی)، باعث ثبت تغییرات دمایی در سطح ورقه های یخ می شود، در صورتی که سن لایه های یخ و حباب های هوای درون آن ها همانند نیستند، چون حباب های هوا تغییرات مربوط به گازهای گلخانه ای را که همزمان توسط برف و یخبرف محبوس شده اند، ارائه می دهند. اختلاف بیش از60 سال در مناطقی با بارش برف زیاد همچون گرینلند اتفاق می افتد، اما اختلاف بیش از1200 سال در مرکز ناحیه قطبی جنوب جایی که تنها 2 سانتی متر برف سالانه می بارد، رخ میدهد. این امر ممکن است فاز مهم ارتباطی بین دما و گازهای گلخانه ای را پنهان کند، که خوشبختانه متان موجود در رکوردهای موجود، ارتباط خوبی بین هسته های یخ بین نیمکره ای[112] برقرار می سازد. ثبت داده های دمایی و گازهای گلخانه ای اکنون در حال گسترش به بیش از 400000 سال قبل در ایستگاه وستوک و ناحیه قطبی جنوب در 4 دوره اصلی یخبندان و 5 دوره بین یخچالی می باشد؛ در حالی که ثبت داده ها در ایستگاه های گرینلند تنها تا دوره بین یخچالی پیشین توسعه یافته است.

شکل 93: گام های هزار ساله(Alley and Clark 1999). الف) سیگنال تنوع پذیری ایزوتوپ اکسیژن دریایی، تجزیه(نیروی مداری) و سطح دریا که بکمک مرجان ها تعیین سن شده است. ب) دمای مربوط به پروژه ورقه یخی جزیره گرینلند(GRIP). ج) دمای سطح دریا بر اساس جانوران سخت پوست[113] غرب ایرلند. د) مواد آواری سرگردان در یخ و رویدادهای هاینریش. س) تغییر پذیری 13 C در اقیانوس اطلس در نواحی حاره ای. ش) غلظت متان در پروژه 2 ورقه یخی جزیره گرینلند(GISP2). م) تغییرات نوع رسوب در حوضه دریایی سانتاباربارای کالیفرنیا. ن) تغییرات نوع رسوب شمال شرق. و) دمای سطح آب اقیانوس جنوبی. ی) تنوع پذیری هیدروژن سنگین از نظر دمایی، ایستگاه وستوک، قطب جنوب.   
    این داده ها نه تنها ثبت دمای دیرینه[114] ورقه های یخی و فاصله گام های[115] ایزوتوپ مدار اصلی را آشکار می سازد، بلکه الگوی تغییرات را نیز تا هزارسال قبل نشان می دهد(شکل 93). علاوه براین، برخلاف شکل سینوسی گام ایزوتوپ مداری، مدل های هزارساله آن ها امواج هندسی مربعی شکل هستند که تغییرات ناگهانی دما را نشان می دهند. برخی از اینها تغییرات دمایی بیش از10 درجه سانتی گراد را در کمتر از یک دهه نشان می دهند. ثبت رکوردهای هزار ساله هسته رسوبات دریایی کم عمق نیز با دمای متغیر سطح دریا تطابق دارد(شکل 93ج). این داده ها با استفاده از الزامات اکولوژیک دیرینه فسیل های پلانکتونی، بطور برجسته ای سخت و ضخیم شدن پوسته نئوگلوبوکوادرینای قطبی[116] (با انحلال چپگرد[117]) را برآورد نموده است. در نهایت برای حصول اطمینان بیشتر، این داده ها با دیگر داده ها مطابقت داده می شوند: برای مثال، رکوردهای گرده های موجود در قاره اروپا، توسط رکوردهای موسمی دریای عرب، دماهای سطح دریای چین و سولو[118]، تغییرات میزان بازدهی بیولوژیک یا تهویه اقیانوسی برگرفته از تنوع هزار ساله C13 (تصویر 93ن) و تغییرات توده آب سواحل کالیفرنیا، استنباط شده اند(شکل 93م).
    چنین سرعتی در تغییر ایزوتوپ در مقیاس  هزاره ساله مشخصه جهانی دارد و نشان می دهند که آب و هوای زمین در بازه زمانی کوتاه و بطور ناگهانی تغییر کرده است. سرعت های عمده تغییرات ایزوتوپی که تغییرات عمده آب و هوا را در بیش از 110هزار سال تایید می کند، مبنای 1450 ساله(گاهی اوقات1500 ساله) دارد. این مقادیر با نرخ تولید هسته ایزوتوپ عنصر سازنده جهان[119] بنام بریلیوم10[120] (10Be) که در ورقه های یخی ثبت شده اند، تطابق دارد. این عنصر از بمباران اشعه کیهانی در اتمسفر تولید میشود. مقادیر زیاد این عنصر در زمین زمانی تولید می شود که میدان مغناطیسی خورشیدی در ضعیف ترین حالت خود است و نمی تواند اتمسفر زمین را در مقابل بمباران اشعه کیهانی محافظت کند. بنابراین مقادیر کمتر تولید 10Be با حالت اشعه پرقدرت و گرم خورشید در ارتباط است، و برعکس. بنابراین تنوع در خروجی اشعه خورشیدی احتمالا چرخه آب و هوایی 1450 ساله را تحت کنترل خود دارد. سرعت تغییر 1450 ساله بخوبی در آخرین چرخه یخچالی(دوره بین یخچالی کنونی(هولوسن)) اتفاق افتاده است. نوسانات زیاد تغییرات اقلیمی ناشی از عدم ثبات پیکربندی جغرافیایی دوران یخبندان، بدلیل ورقه های بزرگ یخی، سطح پایین دریا و نظریه ایزوستازی[121] پوسته فشرده زمین می باشد، که این موضوع در دوره بین یخچالی در چرخه های تشکیل یخ در اقیانوس اطلس شمالی آشکار شده اند، که این داده ها در مناطق مرتفع و رسوبات قاره ای سراسر جهان ثبت شده است.
    چرخه های بین یخچالی هسته یخ تحت عنوان چرخه Daansgard-Oeschger(دانشمندان دانمارکی و سوئیسی) شناخته شده است. برخی از این چرخه ها با دوره های بین یخچالی سطح قاره ها که شواهد به دست آمده از گرده و انواع حشرات، بهبود شرایط آب و هوایی را در طول دوران یخبندان نشان می دهد، رابطه نسبتا کاملی دارند. دوره بین یخچالی Bolling-Allerod، بین حدود 15 و 13 ka سال قبل، به خوبی مشخص شده که پس از دوره یخچالی Younger Dryas آمده است. چنین بازگشت مهیجی[122] به شرایط سرد دقیقا قبل از هولوسن، ممکن است بدلیل نیروی ناشی از جریان یخ های ذوب شده دریاچه یخچالی Aggasiz در شمال آمریکا بسوی اقیانوس اطلس شمالی یا نیروی خورشیدی[123] باشد. چرخه رویدادهای هاینریش(شکل 93) شامل دوره بین یخچالی Daansgard-Oeschger است، که ناشی از مکانیزم داخلی ورقه های یخی می باشد، اما ماهیت وقوع همزمان آنها در اطراف اقیانوس اطلس شمالی نشان می دهد که هر دو آنها تحت تاثیر تغییرات آب و هوایی قرار گرفته باشند.
    مقایسه هسته های یخ قطب جنوب و جزیره گرینلند نشان می دهد که این پهنه های یخی علیرغم تفاوت های ناچیز، شباهت های زیادی نیز با هم دارند. یک مکتب فکری[124] بر این باور است که چرخه آب گرم عمیق اقیانوس اطلس سیگنال های آب و هوایی را بین دو نیمکره جابجا کرده و بر سیستم آب و هوایی جهانی کنترل دارد که منشا آن در شمال اقیانوس اطلس می باشد. مکاتب دیگر منشا سیگنال های آب و هوایی را مربوط به مناطق گرمسیری اقیانوس آرام می دانند، که وقوع آن در سطح جهان در مقیاس هزار ساله همچون رویداد ال-نینو است.
References
Alley, R.B. and Clark, P.U. (1999) The Deglaciation of the Northern Hemisphere: A Global Perspective, Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences2.
Crowley, T.J. and North, G.R. (1991) Paleoclimatology , New York and Oxford: Oxford University Press.
Imbrie, J. Berger, A., Boyle, E.A., Clemens, S.C., Duffy, A., Howard, W.R. et al . (1993) On the structure and origin of major glaciation cycles, 2: the 100,000
cycle, Paleoceanography 8, 699–736, American Geophysical :union:.
Further reading
Alverson, K.D., Bradley, R.S. and Pederson, T. (eds) (2003) Paleoclimate, Global Change and the Future, Berlin: Springer.
Bradley, R.S. (1999)  Paleoclimatology , London: Academic Press.
Clark, P.U., Webb, R.S. and Keigwin, L.D. (1999) Mechanisms of Global Change at Millennial Time Scales , American Geophysical :union: Monograph12, Washington, DC.
Cronin, Thomas M. (1999)  Principles of Paleo-climatology: Perspectives in Paleobiology and Earth History, New York: Columbia University Press. 
  D.Q.BOWEN       (مترجم:کاظم پارسیانی)                                                                                                                      
 
ICE DAM, GLACIER DAM- سد یخی، سد یخچالی
    سدهای یخچالی موانعی از یخ هستند که بعنوان یک آب بند[125] موجب آبگیری[126] دریاچه های یخچالی می شوند. این آب ممکن است داخل یخچال(دورن یخچال و زیر یخچال)، روی یخچال(بالای یخچال[127]) یا در کناره یخچال(حاشیه ای یا جنب یخچالی[128]) نگهداری شود. دریاچه های یخچالی زمینی (دریاچه های حاشیه یا کنار یخچالی) از یک طرف بوسیله یخ و از سویی توسط موانع توپوگرافیک محصور شده اند. دریاچه های زیر یخچالی ممکن است در مناطق زمین گرمایی، یک توده گنبدی را در بالای سطح یخچال با فرورفتگی هایی در آن ایجاد کنند، یا اینکه در حفره موجود در بستر یک سنگ در زیر یخچال گنبدی شکل نسبتا مسطح واقع شوند. دریاچه های زیر یخچالی درون گودال واقع در یخچال بطور مجزا قرار دارند.
    بطور کلی، دریاچه های سد یخی از هر نوعی که باشند می توانند در اثر انفجارات ناگهانی[129] تخلیه شوند. سطح یخچال و فشار آب، بالقوه موجب شیب دریاچه مذکور می شود و در نتیجه دریاچه سد یخی آب ورودی را دریافت کرده و بتدریج گسترش می یابد و در این حالت فشار آب تحتانی افزایش پیدا کرده و سطح آب دریاچه بالا می آید. درنهایت، آب بند هیدرولیکی سد یخی از قسمت پایین یخچال گسسته و باز خواهد شد، که سبب ایجاد سیلاب در زیر یخ های اطراف می شود. پس از آغاز تخلیه، فشار از سوی یخ در مجراها افزایش می یابد و آب جاری حاصله در مراحل اولیه، که موجب بزرگی تونل یخی(بدلیل سایش گرما بر آب جاری) شده است، با انرژی حرارتی ذخیره شده در دریاچه، ارتباط می یابد. این امر موجب افزایش تخلیه در طی زمان شده و عمل تخلیه تسریع می گردد.  در مرحله ای که مجرای تونل در اثر ذوب یخ تغییر شکل می یابد ، مرحله رکود سیل آغاز می شود. از طرفی، تغییرات آب و هوایی یا نوساناتی که در ضخامت سد یخی ایجاد می شود، چرخه طغیان یا حتی انفجارات را نیز تغییر می دهد.
گاهی طغیان های یخچالی ناشی از سدهای یخی، حالت شناور به خود می گیرد و بجای اینکه تخلیه اولیه دریاچه در مجرایی باریک انجام شود، آب ناگهان مانند جریانی صفحه ای در زیر یخچال رها می شود، و سرازیری مواج و گسترده، موجب ایجاد موجی شکل یخ در اثر فشار بستر یخچال می شود که بار یخ را افزایش داده و یخچال را به سمت بالا سوق می دهد تا فضای لازم برای آب ایجاد شود. در این مثال مقدار تخلیه، بیش از اندازه مجراهایی است که بدلیل ذوب یخ توسعه یافته اند. دریاچه های حاشیه ای یخچال های جنب قطبی، جایی که در آن بستر سد یخی منجمد است، معمولا از بالای سد به کانال های روی یخچال که عموما در مجاورت یخچال قرار دارند، نشت آب دارند.
    طغیان های یخچالی می توانند اثرات ژئومورفولوژیک مشخصی داشته باشند، زیرا قادرند مسیر حرکت رودخانه ها را به نفع دشت های سیلابی[130] پاکسازی نمایند. این طغیان ها که در اثر فرسایش های عظیم ناگهانی رخ می دهند، رسوبات را حمل کرده و مناظری با دره های باریک و عمیق کانیونی، زمین های مرتفع کم خاک تونل مانند[131]، رشته های موازی با جهت جریان، رسوبات نهشته شده در دشت های آبرفتی[132]، تخته سنگ های درشت حاشیه رودخانه، حفره های کاسه مانند[133] ناشی از ذوب بلوک های یخ عظیم به گل نشسته و یخرفت های پایانی[134] شکاف خورده منقوش را شکل دهند. برخی طغیان های جدید، امواج سیل مانند تحت عنوان سونامی[135] در آب های ساحلی ایجاد کرده اند. در اقیانوس اطلس شمالی، رسوبات ناگهانی بر روی فلات قاره[136] و زمین های شیب دار آن فرو می ریزد و توسط جریان های گل به نقاط دور دست انتقال داده می شود. سیل های ناگهانی ویرانی هایی را نیز بر جای می گذارند، که تهدیدی برای انسان ها و چهارپایان محسوب شده، مزارع و پوشش گیاهی زمین های کم ارتفاع را نابود کرده و در زیرساخت هایی[137] مثل جاده ها، پل ها و خطوط نیرو اخلال ایجاد می کنند و نیز نیروگاه های برق آبی[138] مناطق یخچالی را که از رودخانه ها تغذیه می کنند تهدید می نمایند.
Further reading
Tweed, F.S. and Russell, A.J. (1999) Controls on the formation and sudden drainage of glacier-impounded lakes: implications for jökulhlaup characteristics, Progress in Physical Geography 23, 79–110.
HELGI BJORNSSON       (مترجم:کاظم پارسیانی)                                                                          
 
ICE SHEET- ورقه یخی
    یک ورقه یخی توده گنبدی شکل با مساحت بیش از 50000 کیلومتر مربع است که یک الگوی جریانی شعاعی با توپوگرافی نامحدود را بنمایش می گذارد. اگر مساحت توده یخی کمتر از 50000 کیلومتر مربع باشد معمولا به آن کلاهک یخی[139] نامیده می شود. ورقه های یخی شامل مجموعه ای از گنبدهای بهم پیوسته است که نشان دهنده مرتفع ترین قسمت یک ورقه یخی می باشد. در بخش های داخلی سه ورقه یخ که در شرق و غرب ناحیه قطبی جنوب و گرینلند قرار دارند، ضخامت یخ اغلب به پیش از چند هزار متر می رسد. این مناطق در مرکز بصورت تراکمی[140] است و همانند سیستم زهکشی رودخانه ای از نواحی مجاور قابل تشخیص هستند.
     بطرف حاشیه، توپوگرافی زیرین یک ورقه یخی از این نظر که موجب ایجاد جریان های کانالی و یخچال ها و رودهای یخی می شوند، حائز اهمیت بوده و گودال های[141] عمیق زیر یخچال را شکل می دهند، که گاهی جریانات یخ آن از توپوگرافی سنگ بستر تبعیت نمی نمایند. بنابراین جریان ورقه یخی به دو نوع جریان ورقه ای آرام، که معمولا در گنبدهای یخی و جریان سریع رودخانه که در یخچال های خروجی حاشیه ای و مسیرهای یخی رخ می دهد تقسیم می شود. برخی از جریانات یخی و یخچال های خروجی، انشعابات کوچک تری نیز داشته و با سرعت متوسط خوبی وارد ورقه یخی می شوند. جریان های یخی و یخچال های خروجی به دلیل گنجایش بالا و تخلیه سریع یخ، بعنوان کلید کنترل پایدار ورقه یخی شناخته شده اند.  
    تشکیل ورقه های یخی پاسخی محلی به عوامل اقلیمی است که مانعی در مقابل گردش جوی منطقه ای ایجاد می کنند و ناهنجاری های ناحیه ای را نسبت به آلبدو و بازتاب انرژی خورشیدی بوجود می آورد .(Clark et al. 1999) ورقه های یخی در ذخیره و آزادسازی میزان مشخص آب شیرین نیز ایفای نقش می کنند و یکی از عوامل اصلی تنظیم و تعادل آب قاره ای و تغییرات سطح دریای آزاد می باشند. برای مثال در طی حداکثر توسعه آخرین یخچال(21000-18000 سال پیش)، سطح دریا حدود 120 متر پایین تر از زمانی بود که ورقه های یخی تا عرض های جغرافیایی میانی نیمکره شمالی توسعه داشته اند و مناطقی از شمال آمریکا (مثل ورقه یخی لاورنتید[142]) و اروپا(مثل ورقه های یخی بریتانیا و اسکاندیناوی) را پوشش می دادند. تخلیه سریع کوه های یخی و ذوب یخ(MELTWATER AND MELTWATERCHANNEL را بینید) با این ورقه های عمیق یخ پیشین که اغلب فشار ناگهانی بر چرخه اقیانوسی و آب و هوا میگذارند، در ارتباط هستند(cf. Clarket al. 1999). همچنین شواهدی وجود دارد که ورقه های یخی پیشین(مثل ورقه یخی لاورنتید) در طول چرخه یخچالی قبلی با ناپایداری های نسبی همراه بوده اند که این امر نشان دهنده این موضوع است که حتی بزرگترین توده های یخی نیز سیستم های دینامیکی بالایی دارند(بولتون و کلارک 1990). چالش اساسی برای تحقیقات ورقه های یخی معاصر به پتانسیل پیش بینی عکس العمل ورقه های یخی غرب ناحیه قطبی جنوب به تغییرات آینده سطح دریا و آب و هوا، بویژه گرمایش جهانی[143] برمیگردد.
References
Boulton, G.S. and Clark, C.D. (1990) A highly mobile Laurentide ice sheet revealed by satellite images of
glacial lineations, Nature 346, 813–817.
Clark, P.U., Alley, R.B. and Pollard, D. (1999) Northern Hemisphere ice-sheet influences on global climate
change, Science 286, 1,104–1,111.
 Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Paterson, W.S.B. (1994) The Physics of Glaciers, 3rd edition, Oxford: Elsevier Science.
SEE ALSO: glacier; glacial deposition; glacial erosion;glacial theory; ice.
CHRIS R. STOKES    (مترجم:کاظم پارسیانی)                                                               
 
ICE STAGNATION TOPOGRAPHY - توپوگرافی یخ ایستا[144]
    این واژه اغلب بنام توپوگرافی یخ مرده[145] نیز اشاره می شود، که از عوارض پشته ای[146] موجی[147] تشکیل شده که ترکیبی از رسوبات یخچالی تراکمی در سطح یک یخچال در حال ذوب است که بوسیله فرایندهای ذوب، حرکات توده ای و فعالیت دوباره آبرفت های یخچالی[148] تشکیل می شود(Boulton 1972). این پشته ها اغلب بصورت تصادفی، با ابعاد متفاوت و با ظاهری نامنظم و درهم در سطح یخ توزیع شده اند، اما ممکن است برخی از آنها تحت تاثیر ساختارهای یخ پیشین بصورت خطی منظم شده باشند. گرچه واژه توپوگرافی یخ ایستا بصورت سنتی با ذوب یخ همراه است، اما مناطق وسیعی از زمینشکل های یخچالی عظیم هنوز با یخ ناشی از یخچال مدفون هستند که هزاران سال از عمر آنها می گذرد. در یخچال هایی که نسبتا بار مواد آواری درشت همراه دارند، زمینشکل های رسوبی درون و سطح فوقانی یخچال در طی زمان طولانی بصورت یکپارچه در آمده است، که این موضوع تابعی از چرخه های متعدد پویایی و وارونگی توپوگرافیک هستند، قبل از اینکه تحلیل رفته و ناهمواری سطح بستر زیرین یخچال را کاهش  می دهند. مجموعه ای از فرایندهای موثر در ایجاد این توپوگرافی عبارتند از: طغیان توده ای، تکرار ذوب- انجماد و رسوبگذاری دریاچه ای ناشی از گسل و چین خوردگی که منجر به ایجاد انواع رسوب می شود.
     گرچه اصطلاح مورن پشته ای[149] برای تشریح گستره وسیعی از زمینشکل ها بکار رفته است، اما اخیرا به تپه ماهورها[150] و توپوگرافی رسوبی بی قاعده ناشی از ذوب مواد آواری سطوح فوقانی یخچالی محدود شده است، و بنابراین به ایستایی یخ مربوط بوده ولی صددرصد با این واژه توپوگرافیک مترادف نیست. توپوگرافی یخ ایستا شامل نواحی وسیعی از مواد آبرفتی یخچالی یا تپه های کوچک[151] و فرورفتگی های نقاره مانند[152] سطوح فوقانی یخچالی(KETTLE AND KETTLE HOLE را ببینید)، توپوگرافی مجموعه برجسته باریک و طویل[153] و دریاچه های دشتی با دیواره یخی می شود. گاهی فرایند ذوب منجر به حفظ بخشی از ساختارهای درونی یخچال بویژه لایه های مملو از مواد آواری یا لایه های فاقد مواد آواری می شود که منجر به ایجاد عناصر خطی متقاطع تحت عنوان یخرفت مهار شده[154] می شود که بندرت محفوظ می ماند. با این وجود نشانه های مهمی از قلمرو فرسایش یخچالی در عرض های جغرافیایی بالا را ارائه می نماید که در آن دماغه های[155] یخچالی در حال ذوب تدریجی می باشند که بازسازی رسوب سطوح فوقانی یخچال بصورت محلی محدود شده است.
    فرآیندهای فرسایش تفریقی[156]، بازسازی مواد آواری چند چرخه ای، وارونگی توپوگرافیک و توسعه زهکشی ناشی از ذوب پیچیده یخ غنی از مواد آواری منجر به ایجاد لایه ای از مواد آواری در سطوح فوقانی یخچال می شود که می تواند بر خلاف نیروی ناشی از آب و هوای غالب آن منطقه عمل نماید. بنابراین سکون یا ایستایی یخ می تواند دهه ها یا هزاران سال اثرات اقلیمی را با تاخیر همراه سازد. چون سیستم های ناشی از ذوب یخ بتدریج مجراهای زهکشی زیر و درون یخچال را توسعه می دهند، بنابراین توپوگرافی ایستاییِ یخِ در حال توسعه ممکن است مملو از حفرات عمودی[157] متعدد، برکه ها[158] و دریاچه ها باشد. با توجه به کارست یخچالی(Clayton 1964) این چاله های پر از آب اغلب بهم آمیخته[159] و منجر به تشکیل دریاچه های بزرگی در سطح یخچال می شوند.
 
References
Boulton, G.S. (1972) Modern arctic glaciers as depositional models for former ice sheets, Journal of the
Geological Society of London 128, 361–393.
Clayton, L. (1964) Karst topography on stagnant glaciers, Journal of Glaciology 5, 107–112.
Further reading
Benn, D.I. (1992) The genesis and significance of ‘hummocky moraine’: evidence from the Isle of
Skye, Scotland, Quaternary Science Reviews 11, 781–799.
Evans, D.J.A. and Twigg, D.R. (2002) The active temperate glacial landsystem: a model based on Brei∂´amerkurjokull and Fjallsjokull, Iceland, Quaternary Science Reviews 21(20–22), 2,143–2,177.
Eyles, N. (1979) Facies of supraglacial sedimentation on Icelandic and alpine temperate glaciers, Canadian
Journal of Earth Sciences 16, 1,341–1,361.
Fleisher, P.J. (1986) Dead-ice sinks and moats: environments of stagnant ice deposition, Geology 14, 39–42.
Gravenor, C.P. and Kupsch, W.O. (1959) Ice disintegration features in western Canada, Journal of Geology
67, 48–64.
Gustavson, T.C. and Boothroyd, J.C. (1987) A depositional model for outwash, sediment sources, and ydrologic characteristics, Malaspina Glacier, Alaska: a modern analog of the southeastern margin of the Laurentide Ice Sheet, Geological Society of America Bulletin 99, 187–200.
Ham, N.R. and Attig, J.W. (1996) Ice wastage and landscape evolution along the southern margin of the
Laurentide Ice Sheet, north-central Wisconsin, Boreas 25, 171–186.
Huddart, D. (1999) Supraglacial trough fills, southern Scotland: origins and implications for deglacial
processes, Glacial Geology and Geomorphology http://boris.qub.ac.uk/ggg/papers/full/1999/rp04.html
Johnson, M.D., Mickelson, D.M., Clayton, L. and Attig, J.W. (1995) Composition and genesis of glacial
hummocks, western Wisconsin, USA, Boreas 24, 97–116.
Nakawo, M., Raymond, C.F. and Fountain, A. (2000) Debris-Covered Glaciers, IAHS Publication no. 264.
Paul, M.A. (1983) The supraglacial landsystem, in N. Eyles (ed.) Glacial Geology, 71–90, Oxford: Pergamon.
Price, R.J. (1969) Moraines, sandar, kames and eskers near Brei∂´amerkurjokull, Iceland, Transactions of the
Institute of British Geographers 46, 17–43.
Thomas, G.S.P., Connaughton, M. and Dackombe, R.V. (1985) Facies variation in a late Pleistocene supraglacial outwash sandur from the Isle of Man, Geological Journal 20, 193–213.
 
DAVID J.A. EVANS      (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                 
 
 
ICE STREAM - جریان یخ
    یک جریان یخ قسمتی از یک ورقه یخی است که سرعت جریان آن نسبت به یخ های اطراف بیشتر است. سرعت معمول ورقه های یخی ده ها متر در سال( ma-1) می باشد، در صورتی که این میزان در یک جریان یخ از صدها تا چندین هزار متر در سال (ma-1) متغیر می باشد. بطور کلی جریان یخی ویژگی ها و رفتارهای متنوعی از خود نشان می دهد، که از نظر ابعاد و دامنه دارای عرض ده ها و طول صدها کیلومتر هستند و موجب تخلیه عظیم ورقه های یخی می شود و به همین دلیل بعنوان کنترل کننده تعادل و ثبات توده ورقه ای یخی میشود.
     شاخصه مشخص جریانهای یخی این است که بآرامی به اطراف حرکت می کنند و این امر موجب ایجاد برشهای عرضی در ورقه یخی شده که موجب شناسایی آنها می شود. اگر جریان یخی تند توسط دیواره های سنگی سطحی محصور شده باشند، بعنوان یخچال دهانه ای[160] شناخته می شود. بسیاری از جریانهای یخ از نظر طولی نیز دارای ویژگی هایی است که یکی از ویژگی های آن دارا بودن انشعاباتی به اندازه حدود 1000 کیلومتر به داخل ورقه های یخی است، که از آنها تغذیه می نمایند(Bamber et al. 2000).  
    جریانات یخ درون ورقه های یخ شرق و غرب قطب جنوب و گرینلند  نشان میدهد که جریان سریع آنها مکانیزم های گوناگونی دارد. در یک محدوده مشخص، برخی جریانات یخ، چاله های[161] سنگی بستر خود را اشغال می کنند که از مشخصه های آن، دارا بودن دامنه های پرشیب و فشار پیش برنده رو به بالا است، که بخش بزرگی از علت این جریان سریع ناشی از سرعت پایه ای بالا تحت فشار استثنایی و تغییر شکل لایه یخ پایه ای ضخیم براثر حرارت است(cf.Iken et al. 1993). در مقابل، برخی از جریانات، دامنه های کم شیب و فشار پیش برنده پایینی دارند و بنظر نمی رسد که تحت فشار توپوگرافی زیرین باشد، و علت بروز چنین رفتارهایی نامعلوم[162] است، در صورتی که جریان سریع آنها به لایه های رسوبی ضخیم و نرم و اشباعی که موجب تغییر شکل جریان یخ زیرین می شود و یا سطحی برای لغزش ایجاد می کند، در ارتباط است(Engelhardt and Kamb 1998). برخی از جریانات یخ همه رفتارهای مذکور را نشان می دهند که نیاز به مطالعه و بررسی بیشتر دارند.
References
Bamber, J.L., Vaughan, D.G. and Joughin, I. (2000) Widespread complex flow in the interior of theAntarctic Ice Sheet, Science 287, 1,248–1,250.
Engelhardt, H. and Kamb, B. (1998) Basal sliding of Ice Stream B, West Antarctica, Journal of Glaciology 44, 223–230.
Iken, A., Echelmeyer, K., Harrison, W. and Funk, M. (1993) Mechanisms of fast flow in Jakobshavns Isbra, West Greenland: Part I. Measurements of temperature and water level in deep boreholes, Journal of Glaciology 39, 15–25.
 Further reading
Bentley, C.R. (1987) Antarctic ice streams: a review, Journal of Geophysical Research 92, 8,843–8,858.
Stokes, C.R. and Clark, C.D. (2001) Palaeo-ice streams, Quaternary Science Reviews 20, 1,437–1,457.
SEE ALSO: glacier; ice; ice sheet
CHRIS R. STOKES          (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                                                                                                                                                                 
- گِوِه یخ و ساختارهای مرتبط به آن    ICE WEDGE AND RELATED STRUCTURES
 
 گوه های یخ معمولترین اشکال مربوط به یخ زمینی در مکان های دائما یخ زده[163] است که دارای پهنای حداکثر 5/1-1 متر و عمق حداکثر 4 متر هستند(عکس 64)، هرچند که نمونه های زیادی نیز با پهنای بیش از 4 و عمق10 متر نیز از سیبری[164] گزارش شده است. در طرح ساختار خطی، گوه یخ به شکل الگوهای چند ضلعی بصورت شبکه ای چند ده متری در هم تنیده دیده می شود که اصطلاحا چند ضلعی های گوه یخ[165] یا چندضلعی های تندرا[166] نامیده می شوند. بیان اصطلاحات سطحی همچون شیار خطی[167] بعلت وجود تفاوت های موجود در لایه فعال بالای گوه یخ است.
گوه های یخ بر اثر ترک خوردگی ناشی از انقباض حرارتی پرمافراست بوجود می آیند. دمای پایین هوا در طول زمستان و ضعف عایق یخ منجر به خنک شدن سریع زمین و افزایش فشار های کششی[168] می شود. لاکنبروک[169](1962) نشان داد که ترک خوردگی به احتمال زیاد زمانی اتفاق می افتد که دما پایین تر از 20- درجه سانتی گراد باشد، هرچند که این دما در ماسه و شن نسبتا پایین تر از سیلت و رس است. وجود برف و شبنم یخ زده[170] مانع بسته شدن شکاف ها می شود. زمانی که پرمافراست در طول تابستان گرم میشود و ضخامتش را از دست می دهد(اغلب کمتر از 1 میلی متر؛ Mackay 1992) رگه هایی از یخ به درون آن نفوذ می کنند که این شکاف ها خطوط ضعیفی را برای ترک خوردگی های بیشتر در سال های بعد بوجود می آورند و منجر به گسترش تدریجی گوه های یخ در طول زمان می شوند. رشد گوه با ترک خوردگی مرتبط بوده که عموما اندازه آن کمتر از 1 میلی متر می باشد. ترک خوردگی بصورت دوره ای رخ می دهد، بنابراین شکل گیری یک گوه یخ با پهنای 1 متر ممکن است هزاران سال بطول بیانجامد(Harry and Gozdzik 1988).

عکس 64: بخش فوقانی یک گِوِه یخ در جزیره السمره[171] کشور کانادا را نشان می دهد. لازم به یادآوری است که لایه فوقانی این گوه در این مکان تقریبا 75/0 متر عمق دارد.
    گوه های یخ خشکی[172] در زیر سطح زمینِ پایدار گسترش یافته که از رسوبات منجمد مجاور خود جوانتر می باشند، در حالی که گوه یخی که با تجمع آرام رسوبات میزبان در محیط های پرمافراستی روی سطح زمین شکل می گیرند، همزمان هستند. در جایی که انتقال رسوبات بادی فعال باشد، ماسه و سیلت- نسبت به برف و شبنم یخ زده- ممکن است وارد شکاف های حرارتی انقباضی باز شده که سبب ایجاد ساختارهای گوه مانند پر از شن شده که گوه شنی[173] نامیده می شوند (Murton et al. 2000).
    میانگین دمای هوای سالیانه بین 6- و 8- درجه سانتی گراد بطور گسترده بعنوان عامل محدود کننده گرما برای توسعه ترک خوردگی انقباضی حرارتی و تشکیل گوه های یخ محسوب می شود(Pewe 1966)، هرچند که نوسانات دمای فصلی ممکن است منجر به محدودیت دمایی سالانه شود. ذوب پرمافراست و گوه های یخ موجود با واژگونی رسوبات جهت پر کردن حفره ها در ارتباط هستند، بنابراین حفظ گوه در رسوبات میزبان صورت می گیرد. چنین "جسم کانی مانند[174]" یا "قالبی[175]" نشانه چینه شناسی[176] مهمی در توالی رسوبگذاری می باشد که شواهدی را بر وجود پیشین پرمافراست ارائه می دهند(Svensson 1988). رسوبات میزبان ممکن است بر خلاف جهت قالب ها توسعه یابند، که این عمل نشانه فشرده سازی پیشین در طول گرمای تابستانه بوده و یا اینکه ممکن است روبه پایین به سوی رسوبات مجاور داخل قالب ریزش کنند.
     قالب های گوه یخی و گوه شنی ممکن است در درون واحدهای رسوبی[177] و یا در بین واحدهای رسوبی[178] یا در سطح زمین کنونی[179] (مافوق تشکیلات رسوبی) شکل بگیرند. قالب های درون واحدهای رسوبی، از نظر زمانی رسوب تجمعی تفکیک شده[180] را در یک محیط پرمافراست به وجود می آورند که در شن های رودخانه ای معمول می باشند(سدون و هالیاک[181] 1985). قالب های گوه ای بین تشکیلات رسوبی که تغییر عمده ای را در محیط های رسوبی نشان می دهند، هر یک با مرحله ای از پرمافراست از یکدیگر جدا می شوند. قالب های روی تشکیلات رسوبی ممکن است در عکس های هوایی بصورت علائم چندضلعی قابل مشاهده باشد(Svensson 1988).
References
Harry, D.G. and Gozdzik, J.S. (1988) Ice wedges:growth, thaw transformation and palaeoenvironmental
significance, Journal of Quaternary Science 3,39–55.
Lachenbruch, A.H. (1962) Mechanics of thermal contraction cracks and ice-wedge polygons in permafrost,
Geological Society of America Special Paper 70.
Murton, J.B., Worsley, P. and Gozdzik, J. (2000) Sand veins and wedges in cold Aeolian environments,
Quaternary Science Reviews 19, 899–922.
Mackay, J.R. (1992) The frequency of ice-wedge cracking (1967–1987) at Garry Island, western Arctic coast,
Canadian Journal of Earth Sciences 29, 236–248.
Pewe, T.L. (1966) Palaeoclimatic significance of fossil ice-wedges, Biuletyn Peryglacjalny 15, 65–73.
Seddon, M.B. and Holyoak, D.T. (1985) Evidence of sustained regional permafrost during deposition of fossiliferous Late Pleistocene sediments at Stanton
Harcourt, Oxfordshire, England, Proceedings of the Geologists’ Association 96, 53–71.
Svensson, H. (1988) Ice-wedge casts and relict polygonal patterns in Scandinavia, Journal of Quaternary Science 3, 57–67.
Further reading
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, 2nd edition, Harlow: Longman.
 
CHARLES HARRIS    (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                         
 
ICEBERG - یخکوه
    یخکوه ها قطعاتی از یخ میباشند که در دریا و دریاچه شناور هستند. یخکوه ها زمانی تشکیل می شوند که یخ از لبه یخچال شکسته می شود و بصورت صخره های یخی در دریا و دریاچه ها شناور می شوند. طول یخکوه ها از چند متر تا کیلومترها متغیر است، آن هایی که طول کمتر از 10-5 متر دارند به عنوان یخکوه کوچک شناخته می شوند. یخکوه های بزرگتر معمولا مسطح شکل یا تخت هستند، درحالی که یخکوه های کوچک و یا آن هایی که در مراحل ذوب و فروپاشی هستند شکل نامنظمی دارند. یخِ یخکوه ها در اصل از بارش برف بر روی سطح یخچال ها به وجود می آید و در نتیجه فشار به یخِ یخچالی تبدیل میشود. قدمت یخ ممکن است صدها و یا حتی هزاران سال از زمانی که تبدیل به قطعه ای شناور بر روی آب شده است باشد. بدلیل حباب های موجود، چگالی یخکوه ها کمتر از آب است و همین امر موجب شناوری آنها در آب می شود و حدود 80 تا 90 درصد از حجمشان در زیر آب پنهان میشود. ستون های یخکوه ها می تواند به عمق چند صد متری نیز برسد. زمانی که یخکوه ها از یخچال مادر جدا می شوند، تحت تاثیر جریان اقیانوسی و حتی جریان باد، به حرکت در می آیند.
Reference
Wadhams, P. (2000) Ice in the Ocean, Amsterdam:Gordon and Breach.
JULIAN A. DOWDESWELL     (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                          
ICING - عمل انجماد
    ورقه های یخی بر روی خشکی، دریاچه و رودخانه با انجماد پی در پی آب درون زمینی و یا آب منشعب از شکاف های موجود در پوشش یخ اولیه، شکل می گیرند. عمل انجماد تنها به نواحی پرمافراست محدود نمی شوند بلکه در مناطق پرمافراستی ناپیوسته بویژه در زمین های کربناتی نیز معمول هست. عمل انجماد ممکن است خطر جدی برای ترافیک باشد که بطور مداوم در سطح جاده ها رخ می دهند. بیشتر انجمادها در طی هفته های اول تابستان ذوب می شوند، اما برخی از آنها ممکن است برای تمام سال باقی بمانند.
     انجماد رودخانه برجسته ترین خصوصیات را داشته و ممکن است تا ده ها کیلومتر مربع گسترش یابند. میزان فضای تحت اشغال ناشی از انجماد بستگی به میزان تخلیه آب از سطح یخ، دمای هوا وآب، وشیب کانال دارد(Hu and Pollard 1997). بطور مشخص هر انجماد بصورت لایه لایه شکل میگیرد که هر لایه نتیجه یک رویداد تخلیه در یک زمان مشخص می باشد. قسمت پایه ای این لایه ها ممکن است توسط املاح خارج شده بی رنگ شده و در طول مدت زمانی که عمل انجماد انجام می شود، متمرکز شود. عمل انجماد ممکن است به خارج کانالی که توسط رودخانه در تابستان استفاده میشده امتداد یابد و ممکن است همزمان با ذوب، آثاری از بارش در مناطق با پوشش گیاهی برجای بگذارند.
    اگر فشار هیدرولیک، لایه پوشیده شده از یخ را از جا بلند کند، برجستگی های ناشی از عمل انجماد شکل می گیرد. در مناطقی که پرمافراست های مداوم دیده می شود، چنین برجستگی هایی در کناره های پینگو[182] و در چاله های باقی مانده از بستر دریاچه ها، جایی که آب از رسوبات پرمافراست، خارج می شود، دیده می شوند(Mackay 1997).  چنین ویژگی هایی مشابه برجستگی های متاثر از شبنم[183] بوده اما فاقد پوشش زمینی می باشند.
References
Hu, X. and Pollard, W.H. (1997) The hydrologic analysis and modelling of river icing growth, North Fork
Pass, Yukon Territory, Canada, Permafrost and Periglacial Processes 8, 279–294.
Mackay, J.R. (1997) A full-scale experiment (1978–1995) on the growth of permafrost by means
of lake drainage, western Arctic coast: a discussion of the method and some results, Canadian Journal of
Earth Sciences 34, 17–33.
C.R. BURN   (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                         
 
ILLUVIATION - فروشُست
    فروشست فرایندی است که در آن مواد از یک افق به افق دیگر خاک انتقال می یابند(Foth 1984; Ritter 1986;Soil Science Society of America 1987)، که معمولا جهت انتقال از افق بالاتر به سمت افق پایین تر می باشد. افق پایین تر، یک افق تراکمی و ناحیه تجمع و تمرکز مواد محسوب می شود. مواد می توانند از طریق انحلال و یا بصورت معلق[184] فروشسته شوند. بسته به ساختار خاک، ترکیبات مختلفی از مواد فروشسته شده وجود دارد. مثلا یک خاک اسیدی که زیر پوشش جنگلی تشکیل شده است ممکن است افق رسوبی تیره رنگی را متشکل از سزکوییکسیدها[185] و مقادیری از مواد معدنی-آلی همچون مجموعه ای از کانیهای خاک رس و موادی در اندازه های خاک رس به نمایش بگذارد. این مواد با آب شسته شده یا از یک افق پوششی فوقانی که بطور قابل توجهی در این مواد رقیق شده اند به افق های زیرین انتقال می یابد. خاک در مناطق دشتی ممکن است تنها افزایش رس در افق رسوبی یا ناحیه تراکمی را نشان دهد. برای مقایسه، واژگان eluvium  و eluviation را ببینید.
References
Foth, H.D. (1984) Fundamentals of Soil Science, New York: Wiley.
Ritter, D.F. (1986) Process Geomorphology, 2nd edition, Dubuque, IA: William Brown.
Soil Science Society of America (1987) Glossary of Soil Science Terms, Madison, WI.
CAROLYN G. OLSON    (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                          
 
IMBRICATION - فلسی شدن
    فلسی شدن، قرارگیری مجموعه ای از سنگ ها یا سنگریزه ها در یک جهت غالب(معمولا بطرف بالادست رود) می باشدکه نتیجه حرکت جریان می باشد. فلسی شدن در سواحل ماسه ای، خلیج های کوچک[186]، مخروط افکنه های رودخانه های شریانی[187] و رسوبات یخچالی[188] معمول است. علاوه براین، فلسی شدن اغلب کلیدی برای تفسیر رخساره ها[189] می باشد. عبارت فلسی شدن با همپوشانی[190]  تقریبا موازی لایه های رسوبی و نیز جهت مجموعه ای از رانش گسلی، همراستا با منبع فشار ارتباط دارد.
Further reading
Byrne, J.V. (1963) Variations in fluvial gravel imbrication, Journal of Sedimentary Petrology 33, 467–469.
STEVE WARD     (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                  
 
INHERITANCE - وراثت
    لندفرم ها و چشم اندازها طول عمرهای متفاوتی دارند که عموما سن آنها با ابعاد آنها تناسب دارد. بنابراین  بسیاری از زمینشکل ها نسبتا زود و در بازه زمانی 104 103 سال شکل گرفته و یا تخریب میشوند، خصوصا زمانی که لایه زیرین آنها نرم باشد. در مقابل لندفرم هایی که با سنگ های سخت و مقاوم مانند اینسلبرگ[191] ها ساخته شده اند دوام بیشتری داشته و در بازه زمانی 107- 105 سال پایدار می مانند. بهمین ترتیب چشم اندازهای منطقه ای همچون سطوح دشتی گسترده[192] میتوانند طول عمرهای قابل توجهی در حد و اندازه های میلیون ها سال داشته باشند. با چنین سابقه طولانی از چشم اندازها، موروثی بودن آنها تحت شرایط گذشته بسیار حیاتی است.
    مواریث طبیعی بجای مانده آن هایی هستند که در گذشته تحت تاثیر عوامل محیطی یا با یک رژیم زمین ساختی متفاوتی بوجود آمده اند، که ویژگی های شاخص خود را تاکنون حفظ کرده اند، زیرا ثابت شده است که فرآیندهای بعدی برای معدوم شدن مجموعه های قبلی ناکافی می باشد. از این رو هیچ مرز قابل مشخص استانداردی بین لندفرم "موروثی[193]" و "معاصر[194]" وجود ندارد. در عرض های جغرافیایی بالای شمال اروپا و آمریکا هرچیزی که قبل از دوران یخبندان پلئیستوسن باشد معمولا "موروثی" محسوب میشود، بنابراین مناظر موروثی قدمتی بیش از 5/1-1 میلیون سال دارند. درمقابل، در استرالیا و آمریکای جنوبی بنظر میرسد برخی از چشم اندازها از دوره های قبل از انشقاق گندوانا در مزوزوئیک بجای مانده اند(Ollier 1991; Twidale 1994). در اروپای مرکزی تغییر عمده تکاملی ژئومورفیک اغلب با رشد ناپایداری تکتونیکی در مرز دوره پالئوژن و نئوژن همراه است. بنابراین لندفرم های موروثی این مناطق آن هایی هستند که از یک رژیم خاموش[195] زمین ساختی که حدودا بیشتر از 20 میلیون سال قدمت دارند، منشا می گیرند. با این حال، در همین زمینه، مورفوژنز های دوره هولوسن و چشم اندازهای ماقبل یخچالی پلئیستوسن نیز میراث گذشته تلقی می شوند. به این نکته نیز باید توجه شود که هر چشم انداز از این نظر معاصر محسوب می شود که فرآیندهای جاری تاثیراتی را هر چند ناچیز بر آن بجای گذاشته اند. گاهی، اشکال موروثی ویژگی های ژئومرفیک بسیار مشابهی با منشاء چشم اندازهای اخیر دارند، که تشکیل دهنده زمینشکل هایی با منشا و سنین متضاد می باشد(Starkel 1987; Brunsden 1993a). در مورد سپر فنلاند- اسکاندیناوی[196]، ساختار زیرین آن نقش مهمی در طولانی شدن سن آن ایفا می کنند، بدین صورت که از پرکامبرین تا کرتاسه، ژوراسیک و حتی اواخر دوران سوم یعنی پلیستوسن را نیز در بر دارند(Lidmar-Bergstrom 1995). 
    هرچند که واژه "وراثت" همیشه مورد استفاده قرار نمیگیرد، اما پدیده وراثت لندفرم ها و مناظر طبیعی مدت زیادی است که در ژئومورفولوژی شکل گرفته است. یک ژیوموفولوژیست آلمانی بنام S. Passarge (1919) تمایزی بین Vorzeitformen (بعنوان مثال: موروثی) و Jetztzeitformen(برای مثال: قالب کنونی) ایجاد کرده است. با این حقیقت که تاریخ تغییر و تحولاتِ محیط، خیلی پیچیده است و به مفهوم "تشکیل ناهمواری[197]" منجر گردیده است(Budel 1977)، چشم اندازهایی که امروزه مشاهده می شوند موروث ادوار گذشته می باشند، که با ویژگی های خاصی، مجموعه ای از لندفرم ها را تشکیل می دهند.
    همانطور که Brunsden (1993 ب) شرح می دهد، مواریث طبیعی نباید با چشم اندازهای دیرپا[198] یکسان در نظر گرفته شوند. چشم اندازهای دیرپا آن هایی هستند که ویژگی اصلی آنها به دو دلیل در طول زمان حفظ می شود. اول این که این چشم اندازها در طول زمان کمتر تحت تاثیر تغییرات محیطی قرار گرفته اند. دوم، ویژگی های پایدار آنها یا بطور یکنواخت تغییر نموده و یا کاملا برجای مانده است. بنابراین درحالیکه این  چشم اندازها مورفولوژی اصلی خود را حفظ می کنند، لزوما قدیمی نیستند. از این رو چشم اندازهای با حالت یکنواخت[199]، دیرپا محسوب می شوند. البته ممکن است فرسایشِ سرزمینهای خیلی مرتفع از طریق تعادل ایزوستازیک جبران شود. بنابراین هر چشم انداز بجای مانده از گذشته دیرپا است، و چشم اندازهای دیرپا لزوما خودشان وارث گذشته های دور  نیستند.   
    سه دلیل برای موروثی شدن چشم اندازهای سطحی زمین وجود دارد. یکی از مطمئن ترین دلایل مربوط به همزمانی وقوع رسوبات با آثار چشم اندازهای فرسایشی است. دلیل دیگر، آثار هوازدگی، در بخش های سخت سطحی، به اندازه خود رسوبات از اهمیت برخورداند، هرچند که سن مواد رسوبی ناشی از هوازدگی برای تشکیل خیلی سخت است. دلیل سوم، شواهد اثبات کننده توسط خود لندفرم ها ارائه شده است. در بسیاری از موارد مرز دقیقی میان واحدهای چشم انداز طبیعی که برای تشخیص تفاوت بین لندفرم های جدیدتر و قدیمی تر(موروثی) استفاده می شوند، وجود دارد. یکی از این مثال ها شامل یخچال های دره ای U شکل میشود که در حوضه های آبخیز پشته ای سابق شکاف ایجاد می کنند، دره های عرضی[200]، سطوح قدیمی تر برآمده و صخره های دریایی روی زمین را که تاریخ طولانی ژئومورفیک آن منطقه محسوب می شوند، قطع می کنند.
    آثار بر جای مانده از چشم اندازهای قدیمی تغییرات ژئومورفولوژیک کمی داشته و نرخ پایین فرسایش در آنها به عوامل گوناگونی مرتبط می باشد(Twidale 1999; Migonand Goudie 2001). بدلیل کاهش اثر فرسایش و تقسیم انرژی آب، ویژگی های ژئومورفولوژیک مناطق فروکش کرده نسبت به مناطقی که در سطح بالاتری قرار دارند، مدت طولانی تری باقی میماند. علاوه براین، زمانی که فرسایش در حال گسترش است و توده سنگ های بیشتری تخریب می یابد، فرایند بازسازی ایزوستازی(ISOSTASY را ببینید) بطور فزاینده ای اهمیت پیدا می کند که باعث گسترش فرسایش و تخریب هر چه بیشتر سطوح قدیمی می شود. هرچند که بالا رفتن سریع سطح با شکاف های محدود قادر است تا سطوح قدیمی را بدون اینکه جابجا شوند به یک توپوگرافی شیبدارتبدیل نماید. بنابراین یک چشم انداز موروثی می تواند در ارتفاع بالایی نیز وجود داشته باشد.
    البته دلایل بیشتری برای وراثت سطوح وجود دارد که عبارتند از: شرایط آب و هوایی خلاف پیشرفت سریع فرسایش، مقاومت بالای سنگ بستر، فاصله از سطح پایه یا دیگر عوامل فرسایشی فعال که نقش حفاظتی لایه های پوششی سنگ سطحی را دارا می باشند. در کشورهای با سابقه یخبندان نقش حفاظتی یخ بستر سرد یا موقعیت مکانی یخ، ممکن است بخشی از این ماجرا باشد. دفن و عریان شدن تناوبی چشم اندازهای قدیمی نیز گاهی چنین نقشی بازی می کند.
References
Brunsden, D. (1993a) Barriers to geomorphological change, in D.S.G. Thomas and R.J. Allison (eds)
Landscape Sensitivity, 7–12, Chichester: Wiley.
——(1993b) The persistence of landforms, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 93, 13–28.
Budel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Stuttgart: Borntraeger.
Lidmar-Bergstrom, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Migon´, P. and Goudie, A.S. (2001) Inherited landscapes of Britain – possible reasons for survival, Zeitschrift
fur Geomorphologie 45(4), 417–441.
Ollier, C.D. (1991) Ancient Landforms, London: Belhaven.
Passarge, S. (1919) Die Vorzeitformen der deutschen Mittelgebirgslandschaften, Petermann’s Geographische
Mitteillungen 65, 41–46.
Starkel, L. (1987) The role of inherited forms in the present-day relief of the Polish Carpathians, in V. Gardiner (ed.) International Geomorphology 1986, Part II, 1,033–1,045, Chichester: Wiley.
Twidale, C.R. (1994) Gondwanan (Late Jurassic and Cretaceous) palaeosurfaces of the Australian Craton, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 112, 157–186.
——(1999) Landforms ancient and recent: the paradox, Geografiska Annaler 81A, 431–441.
 
SEE ALSO: climato-genetic geomorphology
PIOTR MIGON    (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                          
 
INITIATION OF MOTION- آغاز حرکت
    شروع انتقال رسوب(بعنوان حرکت آغازین یا شرایط بحرانی نیز شناخته می شود) زمانی است که یک یا چند ذره از بستری ثابت تحت تاثیر نیروهایی شروع به حرکت می کنند. در رودخانه یا هوا، تعادل نیرو برای آرامش ذره بر روی سطح به سه بخش تقسیم می شود: اول، نیروی کششی که به موازات بستر عمل کرده و بعنوان فشار برشی شناخته می شود(T). دوم، نیروی بالابر ناشی از تلاطم و در نهایت، نیروی اصطکاک رو به پایین ناشی از وزن ذره. در سال 1936 Shields نشان داد که مجموعه ای از حرکات ذره ای تحت عنوان شناخته شده است که در آن*c  T فشار برشی بی بعد در شرایط بحرانی،c  T فشار برشی مماسی مایع، زمانی که حرکات دانه آغاز می شود و s و و g و D بترتیب چگالی رسوب، چگالی مایع، شتاب گرانش و قطر دانه در سطح بستر می باشند. با استفاده از یک سری آزمایشات بر روی رسوبات یکنواخت، Shields نشان داد که مقدار*c  T در یک محدوده باریک جریان متلاطم و آشفته هیدرولیکی نهفته می باشد( میانگین 046/0 *c  T که برای اثرات دیواره جانبی و کشش شکل اصلاح شده میباشد). بنابراین معادله ای که در بالا ذکر شد به شکل Tc α D ساده میشود که نشان می دهد، هر قدر قدرت نیروی مایع بیشتر شود، ذرات درشت تر را بهتر می تواند جابجا کند. برخی محققین این یافته را بعنوان اصل "توالی ذرات گزینشی[201]" در نظر می گیرند.  
    علیرغم جذابیت ذاتی، واضح است که توزیع فراوانی مقدار*c  T برای هر اندازه ای از ذرات وجود دارد، و این بدلیل وجود نیروی همه جانبه ناشی از فشار برشی مواد متلاطم بستر جریان از طریق فضا و زمان می باشد و پتانسیل حرکت یک ذره خاص بستگی به نظم فیزیکی سطح بستر(برای مثال زاویه چرخش ذره، درجه فشردگی و نظم، ترکیب اشکال ذرات) دارد. تنوع در مقدار*c  T بیشتر در ذرات درشت دانه و مرزهای هیدرولیکی خشن مشخص میشود، جایی که اندازه متفاوت ذرات بیرون زده و یا در زیر و پشت دیگر ذرات روی بستر پنهان شده اند. محققان نشان داده اند که مقدار *c  T در ارتباط با افزایش اندازه ذرات(برای مثال نسبت بین اندازه سطح ذرات و دانه های محیط) کاهش می یابد. تا زمانی که رسوبات درشت دانه بر روی سطح بستر تکرار می شوند، انتقال رسوبات ممکن است به مرحله به اصطلاح تحرک برابر[202] برسد، که بموجب آن تمام ذرات روی سطح بدون درنظر گرفتن اندازه و وزنشان جابجا میشوند که توزیع اندازه دانه به بستر زیرین آن مربوط می شود.
Further reading
Buffington, J.M. and Montgomery, D.R. (1997) A systematic analysis of eight decades of incipient motion
studies, with special reference to gravel-bedded rivers, Water Resources Research 33, 1,993–2,029.
Kennedy, J.F. (1995) The Albert Shields story, Journal of Hydraulic Engineering, American Society of Civil
Engineers 121, 766–771.
Lavelle, J.W. and Mofjeld, H.O. (1987) Do critical stresses for incipient motion and erosion really exist?
Journal of Hydraulic Engineering, American Society of Civil Engineers 113, 370–385.
SEE ALSO: downstream fining; fluvial armour; mobile bed.
 
PHILIP J. ASHWORTH   (مترجم: کاظم پارسیانی)                                                                                                                   
 
INLAND DELTA - دلتای داخلی
    این اصطلاح در اواخر قرن نوزدهم توسط نقشه نگاران[203] برای تشریح دسترسی غیرمعمول مورفولوژیک به رودخانه نیجر در غرب آفریقا(کشور مالی) بکار رفت، که آن را دلتای داخلی نیجر[204] نامیدند. در مجاورت محل تلاقی رودخانه های نیجر و بانی[205]،( CONFLUENCE, CHANNEL AND RIVER JUNCTION را ببینید) دو رودخانه برای اینکه شبکه بهم پیوسته[206] را تشکیل دهند در سطح حوضه یک دشت سیلابی گستره ای که پهنای حدود 100 و طول 200 کیلومتر دارد پخش شدند(ANABRANCHING AND ANASTOMOSING RIVER را ببینید). انتهای مسیر این کانال ها دریاچه های دبو و کورنتز[207] است که در برابر تپه های روان بادی لبه جنوبی ساحل[208]، تالابی تشکیل می دهند که کانالی جداگانه در آنسوی زمین های تلماسه ای شکل میگیرد. صفت "داخلی" به این دلیل اطلاق شده است که این عارضه را از دلتای دهانه نیجر متمایز کند(RIVER DELTA را ببینید). این اصطلاح به نقطه پایانی رودخانه اوکاوانگو[209] در حوضه داخلی بیابان کالاهاری[210] واقع در مرکز آفریقای جنوبی(کشور بوتسوانا[211]) نسبت داده می شود، که بعد از پیچ و خم زیاد با پهنای 10 تا 15 و طول 100 کیلومتر، کریدوری تحت عنوان دالان باریک[212] تشکیل می دهد، در این قسمت رودخانه اوکاوانگو بطور ناگهانی به تعدادی کانال شعاعی انشعابی در سطح یک دشت سیلابی به مساحت 50000 کیلومتر تقسیم می شود، که بعنوان دلتای اوکاوانگو شناخته می شود. در این مورد صفت داخلی حذف شده است، زیرا رودخانه اوکاوانگو برخلاف نیجر به اقیانوس نمی رسد، بنابراین خطر سردرگمی در این زمینه وجود ندارد. ویژگی مشابه ژئومورفولوژیک در رودخانه نیل سفید[213] در سودان (بحر الجبل[214]) نیز وجود دارد، بطوری که این رودخانه به چندین کانال انشعابی به اندازه یک مثلث با طول اضلاع 520 کیلومتر و  قاعده 150 کیلومتر تقسیم می شود. در این مورد اصطلاح دلتا اعمال نمی شود، چون این پدیده با معادل عربی آن بنام سود[215] شناخته می شود[216].
    دلتای داخلی رود نیجر، دلتاهای اوکاوانگو  و سود وجوه مشترک زیادی با هم دارند. این دلتاها در طی فرورانش فعال زمین که حالت نیمه گرابنی[217] دارد، رخ می دهند که احتمالا به نشست اولیه[218] زمین مربوط می شود. در واکنش به کاهش مقدار آب، زمانی که رودخانه ها وارد گودال می شوند، کانال های این دلتاهای داخلی شکل می گیرد، که شیب آنها کم، یعنی 3 سانتی متر در هر یک کیلومتر برای نیجر، 10 سانتی متر در هر کیلومتر برای سود و 28 سانتی متر در هر کیلومتر برای اوکاوانگو است. آبدهی[219] رودخانه، فصلی می باشد و امواج سیلاب آن بآرامی به پایین دشت سیلابی حرکت می کنند، و برای عبور از دلتای داخلی نیجر 3 ماه، برای عبور از سود 4 ماه و برای عبور از اوکاوانگو 5 ماه زمان نیاز دارد. به این نکته باید توجه شود که در طی این مسیر، مقدار قابل توجهی از آب از طریق تبخیر از بین می رود- مثلا 98% آب در حین عبور از دلتای اوکاوانگو تبخیر می شود.
    در حالیکه وضعیت هندسی کانال این دلتاهای داخلی خیلی مشابه دلتاهای دهانه رودخانه ای است، مراحل رسوب گذاری کاملا با هم متفاوت می باشد. در دلتاهای رودخانه ای، رسوبات در درجه اول زمانی در مقابل دلتا ته نشین می شود که توان کانال های انشعابی برای انتقال رسوبات به آب ایستا[220] از دست می رود، بنابراین دلتاهای رودخانه ای بیرون از آب تشکیل می شوند. در مقابل، در دلتاهای داخلی ته نشست رسوبی، نتیجه ریزش آب سیلابی کانال ها و توزیع آن تحت عنوان جریان ورقه ای است. بنابراین دلتاهای داخلی بصورت عمودی رسوبگذاری می شوند و رسوبگذاری محلی[221]، در اطراف کانال ها نتیجه ناپایداری آنها است که سبب جداشدگی[222] ساحل شده که خود باعث ایجاد کانال های جدید می شود. بدین ترتیب، رسوب بصورت یکنواختی در سراسر سطح دلتا گسترش می یابد. این نوع رسوبگذاری بسیار شبیه[223] به آنهایی است که در مخروط افکنه ها[224] رخ می دهند، و بنابراین این دلتاهای داخلی دارای مخروط افکنه های متنوع با شیب کم هستند.
Further reading
Howell, P., Lock, M. and Cobb, S. (1988) The Jonglei Canal, Cambridge: Cambridge University Press.
McCarthy, T.S. (1993) The great inland deltas of Africa, Journal of African Earth Sciences 17, 275–291.
Makaske, B. (1998) Anastomosing Rivers: Forms, Process and Sediments, Faculteit Ruimtelijke
Wetenschappen, Universiteit Utrecht. Stanistreet, I.G. and McCarthy, T.S. (1993) The
Okavango fan and the classification of subaerial fan systems, Sedimentary Geology 85, 115–133.
SEE ALSO: alluvial fan; megafan; river delta.
T.S.McCARTY  (مترجم: کاظم پارسیانی)        
      
 
 
[1] . eccentric orbits
[2] . covalent bond
[3] . optic axis
[4] . crystallographic
[5] . hot ices
[6] . Jania
[7] . prism
[8] . cup
[9] . solifluction
[10] . deuter
[11] . re-sublimation
[12] . standard mean ocean water
[13] . paleotempratures
[14] . supercooled
[15] . still water
[16] . cooling front
[17] . naled ice
[18] . rime ice
[19] . glacier ice
[20] . frazil river
[21] . cryostatic
[22] . Clatrates
[23] . Mohs
[24] . Regelation
[25]. Callisto
[26]. DobrowolskiS
[27] . firn
[28] . sintering
[29] . East Antarectica
[30] . subpolar
[31] . basal ice
[32] . debris
[33] . temperate and polythermal glaciers
[34] . accretion
[35] . subglacier
[36] . basal moraine
[37] . couple of metres
[38] . Horn Glacier, Spitsbergen
[39] . continent
[40] . quasi-radial
[41] . ice-domes
[42] . rock boundaries
[43].  Siple
[44] . Jakobshavn
[45] . ma
[46] . hydro- lacolites
[47] . pingo
[48] . wedges
[49] . icicles
[50] . ice shafts
[51] . moulins
[52] . Dwyka tillite
[53] . continental drift
[54] . Gondwanaland
[55] . stratotype
[56] . type-site
[57] . Vrica
[58] . Crotone
[59] Calabria
[60] . IRD= ice rafted debris
[61] . Wucheng
[62] . pre-Nebraskan
[63] . mid-latitude
[64] . Highland origin and windward growth
[65] . Laurentide
[66] . Fenno-scandian
[67] . Ungava
[68] . Quebec
[69] . Hudson
[70] . Instantaneous glacierization
[71] . Keewatin
[72] . Baltic sea
[73] . رویداد هاینریش یک پدیده طبیعی است که در آن تعدادی  از کوه های یخ ناشی از یخچال ها، راه اقیانوس اطلس شمالی را در پیش می گیرند. این پدیده اولین بار توسط زمین شناس دریایی Heinrich Hartmut بکار رفت.
[74] . هر ka معادل 1000 سال است.
[75] . flora
[76] . fauna
[77] . interstadials
[78] . stadials
[79] . Holocene
[80] . little ice age
[81] . Great Quaternary Age
[82] . Alpine
[83] . outwash
[84] . Bavaria
[85] . Penck
[86] . Bruckner
[87] . muds
[88] . plankton=planktic
[89] . benthos=benthic
[90] calcareous
[91] . foraminifera
[92] . Ostracoda
[93] . stage
[94] . sub-stage
[95] . chronology
[96] . uplifted coral reefs
[97] . raised beaches
[98] . shore-platforms
[99] . Barbados
[100] . Tahiti
[101] . Huon peninsula
[102] . New Guinea
[103] . eccentricity
[104] . ecliptic
[105] . equinoxes
[106] . summer solstice
[107] . leads and lags
[108] . Uranium–Thorium ages
[109] . stalagmite
[110] . precessional bands
[111] . Deuterium
[112] . interhemispheric ice cores
[113] . pachyderma
[114] . palaeotemperature
[115] . pacings
[116] . polar Neogloboquadrina pachyderma
[117] . with sinistral coiling
[118] . sulu
[119] . cosmogenic
[120] . Berylium
[121] . isostatically
[122] . dramatic
[123] . solar forcing
[124] . school of thought
[125] . seal
[126] . impounding
[127] . supraglacially
[128] . proglacially
[129] . episodic bursts
[130] . floodplains
[131] . Scablands
[132] . outwash plains
[133] . kettleholes
[134] . terminal morains
[135] . tsunamis
[136] . continental shelf
[137] . infrastructure
[138] . hydroelectric plants
[139] . ice cap
[140] . accumulation
[141] . troughs
[142] . Laurentide
[143] . global warming
[144] . stagnation
[145] . dead-ice topography
[146] . hummochy
[147] . undulatory
[148] . glacifluvial reworking
[149] . hummocky moraine
[150] . moundy
[151] . KAME
[152] . kettle
[153] . ESKER
[154] . controlled moraine
[155] . snouts
[156] . differential ablation
[157] . moulins
[158] . pounds
[159] . coalesce
[160] . outlet glacier
[161] . troughs
[162] . enigmatic
[163] . permafrost
[164] . Sibria
[165] . ice-wedge polygons
[166] . tundra polygons
[167] . linear furrow
[168] . tensile stresses
[169] . Lachenbruch
[170] . hoarfrost
[171] . Ellesmere
[172] . epigenetic
[173] . sand wedges
[174] . pseudomorphs
[175] . casts
[176] . stratigraphic
[177] . intraformation
[178] . interformation
[179] . supraformation
[180] . episodic
[181] . Seddon and Holyoak
[182] . تپه های گنبدی شکل متشکل از لایه ای خاک در بیش از یک هسته بزرگ یخ، در مناطق پرمافراست.
[183] . frost
[184] . suspension
[185] . اکسیدی که در آن اکسیژن موجود به نسبت سه اتم به دو عنصر دیگر است.
[186] . bars
[187] . braided rivers
[188] . tills
[189] . facies
[190] . overlapping
[191] . برگرفته از واژه آلمانی بنام مونادنوک یا گلاسی است.
[192] . extensive PLANATION SURFACEs
[193] . inherited
[194] . contemporary
[195] . quiescence
[196] . Fennoscandian Shield
[197] . generations of relief
[198] . persistent
[199] . steady-state
[200] . antecedent
[201] . selective entrainment
[202] . equal mobility
[203] . cartographers
[204] . the Niger Inland Delta
[205] . Bani
[206] . anastomosed
[207] . Debo and Korientze
[208] . Sahel
[209] . Okavango
[210] . endoreic Kalahari Basin
[211] . Botswana
[212] . Panhandle
[213] . White Nile River
[214] . Bahr el Jebel
[215] . Sudd
[216] . توده شناور علف و نی که در رود نیل مانع کشتیرانی میشود را سود گویند.
[217] . half-grabens
[218] . incipient rifting
[219] . discharge
[220] . standing- water
[221] . Local AGGRADATION
[222] . avulsion
[223] . akin
[224] . ALLUVIAL FANs
دفعات مشاهده: 49 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 0.123 seconds with 885 queries by yektaweb 3506