[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 Lagoon تا Lichenometry ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
 
L
 
 
 
LAGOON, COASTAL - تالاب ساحلی (لاگون)
اصطلاح تالاب ساحلی سه معنای عمده دارد. در رایج‌ترین معنا بهبخشی از آب شور دریا گفته می‌شود که توسط کناره ماسه‌ای کم‌ارتفاع یا ریف‌های مرجانی از دریا جدا شده است. در معنای دیگر به دریاچه‌های کوچک آب شیرین در نزدیکی یک دریاچه بزرگ‌تر یا رود گفته می‌شود. اصطلاح لاگون در کاربرد سوم به حوضچه‌ای مصنوعی گفته می‌شود که برای بهسازی مجرای رود یا تخلیه مانداب از سطوح زهکشی مورد استفاده قرار می‌گیرد. این مطلب فقط به معنای نخست اصطلاح تالاب ساحلی می‌پردازد.
تالاب‌های ساحلی عمدتاً در دهانه رودها واقع شده، معمولاً کم‌عمق بوده و قسمتی از آن یا تمام آن توسط نهشته‌های زبانه ساحلی یا سد ساحلی، فرونشست زمین‌ساختی محلی یا رشد ریف‌های مرجانی از دریا جدا شده است. ابعاد تالاب ساحلی از بیش از ۱۰۰۰۰ کیلومترمربع تا کمتر از ۱ هکتار متغیر است و در طول حدود ۱۲ درصد خطوط ساحلی دنیا وجود دارند (Bird 2000). سواحل پیشرونده بهترین محل برای تشکیل تالاب‌های ساحلی است، به‌ویژه در جایی که حاشیه قاره شیب کمتری داشته ومیزان بالاآمدن سطح آب دریا اندک است. تالاب‌های ساحلی عوارضی کم‌دوام بوده و عمق و مساحت آن بر اثر ورود رسوبات رودخانه‌ای و تجمع رسوبات و مواد شسته‌شده ورودی از دریا، مواد بادرفتی و نهشته‌های شیمیایی و ارگانیکی کاهش می‌یابد. در واقع تالاب‌هارا می‌توان بر اساس پرشدن یا افزایش ابعاد آنها طبقه‌بندی نمود(Nichols 1989). پرشدن برخی تالاب‌های ساحلی به ویژه تالاب‌هایی که به موازات ساحل قرار دارند، ممکن است باعث توسعه قسمت هلالی‌شکلی شود که تالاب ساحلی را از مجموعه‌ای از قطعات ساحلی جدا می‌سازد.بدین‌ترتیب وجود این قسمت‌های هلالی شکل نشانه‌ای از وزش باد در امتداد طول تالاب محسوب می‌شود که باعث تشکیل زبانه ساحلی و جدایی تالاب به شکل حوضه‌های جدا شده است.
منشأ و شکل ورودی بین تالاب ساحلی و دریا متفاوت است. برخی از آن‌ها فاصله‌ای است که بین زبانه‌های ساحلی یا جزایر سدی در جایی که تالاب ساحلیبه‌طور کامل از دریا جدا نمی‌شود بر جای مانده است. برخی دیگر بر اثر شکافتگی ناشی از امواج توفانی دریا یا سیلاب‌های ورودی از خشکی پدید آمده است. شکل و ترکیب آنها ناشی از تأثیر رانش برکرانه‌ای[1] و کرانه‌راستای[2] رسوبات و کنش متقابل جریان‌های ورودی و خروجی است که باعث می‌شود ورودی تالاب باز بماند. ورودی‌های تالاب‌های ساحلی در خطوط ساحلی سدی که امواج نسبتاً بزرگ باعث تشکیل جریان‌های قوی می‌شوند، به مرور زمان بزرگ‌تر، بیشتر و پایداتر می‌شوند.
تنوع مورفولوژی و تکامل تالاب‌های ساحلی توسط کوپر[3] (۱۹۹۴) به خوبی بررسی شده است.
References
Bird, E.C.F. (2000) Coastal Geomorphology: AnIntroduction, Chichester: Wiley.
Cooper, J.A.G. (1994) Lagoons and microtidal coasts,in. R.W.G. Carter and C.D. Woodroffe (eds) CoastalEvolution, 219–265, Cambridge: CambridgeUniversity Press.
Nichols, M.M. (1989) Sediment accumulation rates andsea-level rise in lagoons,  Marine Geology88,201–219.
A.S. GOUDIE        (مترجم: هادی کریمی)
LAHAR - لاهار (گِل‌رود)
لاهار واژه‌ای با منشأ اندونزیایی است که نخستین بار توسط اشر[4] (۱۹۲۲) برای جریان گلی داغ آتش‌فشانی که بر اثر فوران در دریاچه دهانه آتشفشان پدید آمده بود، به‌کار برده شد. این اصطلاح به طور خاص در جریان گلی آتش‌فشانی سال ۱۹۱۹ کوه کلوت[5] در جاوا به‌کار رفت که از دریاچه دهانه آتشفشان شروع شد و بیش از ۱۳۰ کیلومتر مربع از زمین‌های پست اطراف را در زیر خود مدفون ساخت و بیش از ۵۰۰۰ نفر را به کام مرگ کشاند. این واژه به‌سرعت به عنوان اصطلاحی کلی برای جریان‌های گلیبر روی یال آتشفشان، صرف‌نظر از ساز وکار ایجاد آن مورد پذیرش قرار گرفت.
با افزایش آگاهی درباره فرایندهای جریانی اشباع از آب، اصطلاح لاهار هم در مورد جریان گلی و هم جریان آواری و نیز جریان‌های بسیار متمرکز بعدی بر روی دامنه آتشفشان به‌کار می‌رفت. این امر منجر به پذیرش تعریفی کلی‌تر شد: جریانی ترکیبی از آوارهای سنگی و آب (به غیر از جریان عادی آبراهه‌ای) که با سرعت زیاد از آتشفشان منشأ می‌گیرد (Smith and Fritz 1989). این تعریف جریان گل را بدون رسوبات ناشی از آن تعریف می‌کند.
لاهار به دلیل بار رسوبی زیاد آن، چگالی بیشتری نسبت به جریان عادی آبراهه‌ای دارد که باعث حرکت سریع‌تر آن به دلیل نیروی گرانشی بیشتر و افت انرژی میرا شده درونی می‌شود. معمولاً غلظت زیاد جریان قدرت عملکرد آن را نشان می‌دهدکه مانند سیمان خیس عمل کرده و همچنین نشان‌دهنده چسبندگی ذرات جریان است.گل‌رود دارای غلظت بالا ممکن استدر سرعت اولیه کم فوراً متوقف شود و ذرات درشت با زمینه ریزدانه‌تر را به‌شکل واحد رسوبی منفرد بزرگ، سفت و منجمد نماید. استحکام زمینه، نیروی شناوری و پراکندگی ذرات به حمایت از ذرات درشت‌تر کمک می‌کند(Iverson 1997). بنابراین رسوبات پدید آمده دارای جورشدگی ضعیف هستند و ممکن است به دلیل زمان ناکافی یا عدم وجود زمان برای ته‌نشینی دارای شیب‌بندی معکوس یا فاقد شیب‌بندی باشد. لایه‌های نازک خاک که به خوبی دانه‌بندی شده‌اند به دلیل وجود جریان پایه برشی و تنش‌آوار[6] هستند. گل‌رود ممکن است به صورت جریان‌ موجی پی در پی حرکت کند که جریان‌های رسوبی با غلظت بالا تمایل به مقاومت و پوشاندن نهشته‌های پیشین دارند.گل‌رودهای دارای میزان کم رس ممکن است به شکل پرتگاه‌ها و صخره‌های پیشانی یا پوزه‌ای ظاهر شده و در حواشی خود پشته‌های سنگی درشت بر جای گذارند.
یکی از ویژگی‌های لاهارها توده‌ای شدن است و معمولاً هنگامی روی می‌دهد که جریان بر روی دامنه‌های پرشیب آتشفشان، مواد سست را می‌فرساید که این عمل باعث چند برابر شدن حجم آن می‌شود. در دامنه‌های کم‌شیب‌تر ممکن است به دلیل رقیق‌شدن جریان و شکل‌گیری جریان فوق‌اشباع[7]یا سیلاب عادی عکس این حالت روی دهد(Pierson, 1998). در برخی موارد در جلو روانه گلی یک موج آب دیده می‌شود که ممکن است نشان‌دهنده حضور امواج منفرد (Cronin et al. 2000)و یا به‌دلیل شیب‌دار بودن جریان پشت آن باشد (Manville et al. 2000).
لاهارها دارای بار سنگی درشت‌دانه بوده و خطر آتش‌فشانی ویرانگری محسوب می‌شوندکه قادر به کشتار تعداد زیادی از مردم و نابودی سازه‌ها در مسیر خود هستند. تاکنون حداقل ۶۴۰۰۰ نفر بر اثر گل‌رودها کشته شده‌اند(Neall 1996). ابعاد و حجم لاهارها از جریان کم‌حجم (کمتر از ۱/۰ میلیون مترمکعب) تا ریزش بزرگ‌مقیاس جریان آتش‌فشانی (بزرگ‌تر از ۳۵۰۰ میلیون مترمکعب) متغیر است. حداکثر حجمگل‌رودهای تاریخی بین ۱۰۰ تا بیش از ۱۰۰۰۰۰ مترمکعب در سال اندازه‌گیری شده است. لاهارها قابلیت جابه‌جایی تا سرعت ۱۵۰ کیلومتر در ساعت را داشته و ممکن است تا صدها کیلومتر در طول دره حرکت کنند. این قابلیت حرکت به فشار سیال بین‌ذره‌ای مثبت نسبت داده می‌شود که تا حد زیادی باعث کاهش اصطکاک داخلی جریان می‌شود(Hampton 1979). بنابراین بیشتر مناطق گل‌رودی خطرناک در مجاورت لایه‌های رودخانه‌های زهکشی کننده آتشفشان‌ها، و به ویژه شبکه‌های رودخانه‌ای که دریاچه دهانه آتشفشان را زهکشی می‌کند، قرار دارد.
به استناد گزارش‌های زمین‌شناسی لاهارها ممکن است خطر رایج‌تری در آتشفشان‌های چینه‌ای[8] باشند. از بیست مورد لاهار مشاهده شده در حوضه وانگاهو[9] در کوه رواپهو[10] در نیوزیلند در سال ۱۹۹۵، تنها در یک مورد رسوبات به‌جامانده مشاهده شد. این موضوع نشان‌دهنده این است که فقط رخدادهای بزرگ‌مقیاس قابلیت حفظ آثار خود را دارند.
لاهار ممکن است هم بر اثر مکانیسم‌های فورانی و هم غیرفورانی پدید آید. گل‌رود‌های تشکیل‌شده بر اثر ساز و کارهای فورانی شامل انفجارهای فراتیک[11] و فراگماتیک[12] (آب‌ماگمایی) (که اغلب از پدیده‌های زمین‌گرمایی تغییر یافته و دارای ساختمان ضعیف پدید می‌آید)، جابه‌جایی آب بر اثر فوران در دریاچه دهانه آتشفشان، اختلاط جریان آذرآواری با آب رودخانه یا دریاچه، و ذوب آتش‌فشانی برف و یخ است. ساز و کارهای غیر فورانی شامل ریزش دیواره دریاچه‌های آتش‌فشانی و ریزش باران‌های سنگین بر مواد تازه فوران‌یافته است.
در حادثه آتش‌فشانی بزرگ‌مقیاس دوران جدید در سال ۱۹۸۵، بیش از ۲۳۰۰۰ نفربر اثر جاری شدن لاهار در نوادودل روئیز[13] کلمبیا کشته شدند. فوران‌های نسبتاً کوچک در قله آتشفشان باعث تشکیل جریان‌های آذرآواری شد که به‌سرعت حرکت کرده و با ذوب ۰۶/۰ کیلومتر مکعب برف و یخ باعث تشکیل گل‌رودی با حجم ۴۸۰۰۰ مترمکعب در سال و حجم کلی ۴۰ تا ۶۰ میلیون مترمکعب گردید.
رسوبات لاهاری بزرگ و گسترده در آتشفشان‌های چینه‌ای دوران پیش‌تاریخی گزارش شده است. یکی از نخستین موارد تشخیص داده شده، جریان گلی اوسکئولا[14] کوه راینر[15] در ایالت واشنگتن آمریکاست که در حدود ۵۶۰۰ سال پیش، دره‌هایی با عمق تقریبی ۸۵ تا ۲۰۰ متر را پیش از گسترده‌شدن بر روی زمین‌های پست پوگت ساوند[16] پر کرده است.
اقدامات قابل انجام برای کاهش خطر روانه‌های گلی شامل این موارد است: سیستم‌های هشدار زمان واقعی خطر به میران کافی (مانند مانیتور جریان صوتی)، کاهش سطح آب در دریاچه‌های دهانه آتشفشان با اقدامات مهندسی (مانند تونل‌های کوه کلوت[17] در اندونزی)، احداث سد به منظور کاهش شیب و افزایش نهشته‌شدن رسوبات، کاهش سطح دریاچه‌ در سدهای آبی جهت آمادگی برای ورود جریان‌های ناگهانی، ساخت سد و خاکریز برای انحراف جریان از نواحی پرخطر و یا بالابردن مداوم خانه‌ها بر روی هر نهشته‌های متوالی روانه‌های گلی مانند کوه پیناتوبو[18] در فیلیپین.
References
Cronin, S., Neall, V., Lecointre, J. and Palmer, A. (2000)Dynamic interactions between lahars and streamflow; a case study from Ruapehu volcano, NewZealand: reply, Geological Society of AmericaBulletin112, 1,151–1,152.
Escher, B.G. (1922) On the hot ‘lahar’ (mud flow) of theValley of Ten Thousand Smokes (Alaska),Proceedings Koninklijke Akademie vanWetenschappen, Amsterdam24, 282–293.
Hampton, M.A. (1979) Buoyancy in debris flows,Journal of Sedimentary Petrology45, 753–758.Iverson, R.M. (1997) The physics of debris flows,Reviews of Geophysics35, 245–296.
Manville, V., White, J.D.L. and Hodgson, K.A. (2000)Dynamic interactions between lahars and streamflow; a case study from Ruapehu volcano, NewZealand; discussion, Geological Society of AmericaBulletin112, 1,149–1,151.
Neall, V.E. (1996) Hydrological disasters associatedwith volcanoes, in V.P. Singh (ed.) Hydrology ofDisasters, 395–425, Dordrecht: Kluwer.
Pierson, T.C. (1998) An empirical method for estimating travel times for wet volcanic mass flows, Bulletinof Volcanology60, 98–109.
Smith, G.A. and Fritz, W.J. (1989) Volcanic influenceson terrestrial sedimentation, Geology17, 375–376.
VINCENT E. NEALL                 (مترجم: هادی کریمی)
 
[1]-Onshore
[2]-Longshore
[3]-Cooper
[4]-Escher
[5]-Mt Kelut
[6]-Cataclasis
[7]-Hyperconcentrated Flow
[8]-Stratovolcanoes
[9]-Whangaehu
[10]-Ruapehu
[11]-Phreatic
[12]-Phreatomagmatic
[13]-Nevado Del Ruiz
[14]-Osceola
[15]-Mt Rainier
[16]- Puget Sound
[17]-Mt Kelut
[18]-Mt Pinatubo
 LAKE- دریاچه
به گودیهایی که آب در آن به آرامی حرکت می کند و توسط خشکی احاطه شده باشد، دریاچه گفته می شود. دریاچه ها 2 درصد از سطح زمین را پوشانده اند. حدود 1 درصد جهان را دریاچه ها تشکیل می دهند(Wetzel2001). در حالی که از لندفرم های موقتی در مقیاس زمین شناسی می باشند و می توانند برای یک دوره زمانی طولانی وجود داشته باشند و می توانند شدیداً توسعه انسانی یک منطقه را تحت تاثیر قرار دهد. همچنین می توانند گذشته منطقه را از طریق رسوبگذاری که انجام می دهند بازسازی کنند.
مطالعه دریاچه ها، دریاچه شناسی نامیده می شوند. دریاچه شناسان، دریاچه ها را از جنبه های مختلفی مانند منشاء زمینشناسی، آمیختگی رفتار ومواد مغذی شان طبقه بندی میکنند. در حالی که به نظر می رسد این طبقه بندی به طور مشخصی با قاعدهباشد، فیزیک، شیمی و زمین شناسی دریاچه ها به طور مشخصی به هم وابسته هستند و همه با یکدیگر عمل می کنند تا دینامیک های زیستی دریاچه ها را تنظیم کنند.
گودشدگی ها یا حوضه هایی که در سطح زمین آب را جمع می کنند تا دریاچه تشکیل شوند می توانند به وسیله چندین فرایند ژئومورفیک و زمین شناسی تشکیل شوند. منشاء های زمین شناسی فاجعه آمیز، شامل فعالیت های تکتونیک و آتشفشان هستند. عمیق ترین دریاچه های جهان به وسیله گسل هایی که در نتیجه تکتونیک ایجاد می شوند، به وجود می آیند. در حالیکه زلاترین دریاچه ها، در کالدیرای آتشفشان های قدیمی یافت می شود. عمده دریاچه های روی زمین (72 درصد) به وسیله یخچال ها ایجاد می شوند(Kalff,2002). دریاچه هایی که در سیرک های مرتفع آلپ به وجود آمده اند و یا دریاچه هایی که در اثر حرکت توده یخ به وجود آمده اند در روی زمین فراوان اند. این نوع دریاچه ها بیشتر در مناطقی که زمانی توسط یخ پوشیده بودند، تشکیل شده اند. دریاچه های دیگری به وسیله تغییر سیستم های زهکشی، جمع شدن آب های جاری به وسیله بلایاهای طبیعی مانند زمین لغزش ها یا فعالیت های انسانی مانند سد سازی به وجود می آیند. دریاچه های آبرفتی مانند دریاچه هایی که بر روی دشتهای آبرفتی، دلتاها و دره های مسدود به وجود می آیند شامل 10 درصد از دریاچه های دنیا را شامل می شود و جزء دریاچه های غالب در عرض های پایین می باشند(Kalff,2002). انحلال شیمیایی سنگ ها، همچنین حوضچه هایی را به وجود می آورند که آب را جمع می کنند.
باد و فرایندهای خط ساحلی اقیانوس، سدهای ماسه ایی را به وجود می آورند که آب در پشت آن جمع می شود. حیوانات و شهاب سنگ ها سبب تورفتگی هایی­ بر روی زمین می شوند و سبب ایجاد یک نوع دریاچه خاص و ویژه می شود. بعضی دریاچه ها هم به وسیله باد ایجاد می شوند.
دریاچه ها بیشتر مواقع در اثر مراحلی تشکیل میشوند که بر لندفرم ها سلطه دارندو این واقعیت منجر به پیدایش دریاچه هایی با منشاء مشابه میشود که به صورت منطقه ایی گروه بندی میشوند و به همین علت است که مناطق دریاچه ای در سراسر جهان برتر هستند، جایی که آبها به علت منشاء مشترک به طور مشابه پدید می آیند و رفتار میکنندو به عنوان گروه های دریاچه شناخته می شوند. چنین گروه بندی ای، فرصتی را برای تحقیق در یک مقیاس منطقه ای فراهم می کند و مطالعه نوع و فرایندهای دریاچه راآسان می کند.
شکل حوضه دریاچه یا مورفومتری آن تابع منشاء دریاچه است اما در طول زمان تحت تاثیر رسوبات و پرشدگی های خط ساحلی که به عنوان یک فرایند متوالی طبیعی اتفاق می افتد، تغییر می کند. منطقه بندی در دریاچه ها عملکردی از مورفومتری آنها هست. منطقه نزدیک ساحل دریاچه ها، ناحیه ساحلی نامیده می شود در حالی که بخش عمیق تر منطقه پلاژیک نامیده می شود. ناحیه ساحلی تا عمق آب ادامه دارد و قادر است گیاهان ریشه ای را حمایت کند و این نشانگر منطقه ای است که نور می تواند در آن نفوذ کند و به این گیاهان اجازه ی فتوسنتز بدهد. ناحیه ساحلی ممکن است در یک دریاچه کم عمق که به شکل بشقابی است، وسیع باشد یا اگر شیب منطقه زیاد باشد تنها یک منطقه پیشکرانه کوچک را نشان دهد (شکل 100 را ببینید).
باروری اولیه (رشد گیاه) در ناحیه ساحلی معمولاً نسبت به منطقه پلاژیکبیشتراست. البته بیشتر مربوط به حوضه آبریزی می شود که مواد مغذی برای رشد گیاه دریافت می کند. دریاچه ها از نظر فیزیکی به وسیله رفتار آمیختی که دارند بر اساس یک عملکردی از ساختار گرمایی شانطبقه بندی می شوند. انرژی خورشیدی در ابتدا به سطح آب دریاچه می تابد و وقتی آب به سمت پایین به وسیله ستون آب حرکت می کند، انرژی تقلیل پیدا می کند. گرما به صورت عمده به سطح آب منتقل می شوند. آب گرمتر بالای آب سردتر قرار می گیرد. آب متراکم تر یک جدا سازی و لایه بندی از لایه های آب را ایجاد می کند.
سطح گرمتر آب به عنوان آب لایه سطحیشناخته می شوند. در حالی که آب های سردتر اعماق پایین تر به عنوان آب سرد زیرینشناخته می شوند. نقطه ای که تغییرات درجه حرارت بین این دو بی نهایت زیاد است دما لایه نامیده می شود (شکل 100 را ببینید).
 آب یک مایع غیر عادی است از این حیث که چگالی آن در 4 درجه سانتی گراد زیاد است. به این معنی که هم آب سردتر و هم آب گرمتر تا 4 درجه سانتی گراد سبک تر خواهند بود و به لایه های بالا صعود می کند. آب در حالت جامد( مانند یخ) کمتر متراکم است و بنابراین در سطح دریاچه ها شناور است. ویژگی های منحصر به فرد آب این اطمینان را می سازد که دریاچه ها از پایین به بالا یخ نمی زنندو بیشتر در دریاچه های معتدل آب های قسمت پایین درجه حرارت معتدل زیر یخ را ( 4 درجه سانتی گراد ) دارند تا زندگی شان حفظ شود. وابستگی به درجه حرارت بین آب لایه های سطحی و آب سرد زیرین، دو بخش آب که از نظر آمیختگی، مقاومت شان با هم فرق دارد متفاوت است. در طول دوره های تشکیل لایه بندی سخت و محکم، دو بخش آب سطحی و زیرین روی هم تاثیر نمی گذارندو بنابراین تبادل موادشان محدود است. حرکت مواد هم از نظر انحلال پذیری و هم تراکم پایین موادی که داری ذرات ریزتر هستند و وارد دریاچه می شوند می تواند محدود به سطح آب شوند به شرطی که اختلاف یا تفاوت در آب میانی زیاد باشد.
وقتی ذرات متراکم تر وارد آب سرد زیرین می شود به صورت لایه بندی جوره شده در می آیند و یا ممکن است تجزیه شوند اما زمانی که لایه بندی تقلیل پیدا می کند همه این مواد در کف آب باقی خواهند ماند.
تغییرات شیمیایی همراه با تجزیه ذرات، مانند کاهش سطح اکسیژن، محدود به کف آب می شود. به طوریکه تبادل کمتری از آب و مواد شیمیایی در سرتاسر دمالایه وجود دارد. در دریاچه های خوب چینه بندی شده، کاهش اکسیژن در کف آبها به خاطر نیاز اکسیژن در رسوبات غنی از مواد آلیاتفاق می افتد (شکل 100 را ببینید).
کمبود اکسیژن در سطح مشترک آب- رسوبات، تغییرات شیمیایی در رسوبات ایجاد می کند. در نتیجه افزایش مبادلات بین رسوبات و آب روییایجاد می شود. وقتی که طبقه بندی به خاطر عواملی مانند سرد شدن سطح آب ها با تغییر فصولتغییر کندو ستون آب، هم دما یا ایزوترمال شود (یک درجه) مقاومت کمتری برای آمیختگی وجود دارد. انرژی باد در سطح آب می تواند ستون کامل آب را آشفته کند که به آن تغییر و تبدیل گفته می شود. این آمیختگی در دریاچه، مواد مغذی و مواد شیمیایی را از آب های سرد زیرین با آب های سطح آمیخته می کند.

شکل 100: اصطلاحات دریاچه شناسی برای منطقه بندی، ساختار حرارتی و اجزای اصلی دریاچه. توزیع کلیتولیدات اولیه دریاچه و نتایج پروفیل اکسیژن نشان داده شده است
.
دریاچه ها در مناطق اقلیمی مختلف الگوهای سالیانه مختلفی از چینه بندی را به نمایش می گذارند که می توان بدین طریق طبقه بندی کرد:دریاچه هایی که دوبار در سطح آمیخته می شوند و در عرض های معتدل بیشتر وجود دارند، جایی که زمستان سرد جای خود را به گرمای بهار با ایجاد شرایط هم دما به عنوان دریاچه گرم تا 4 درجه سانتی گرادمی دهد.
دوباره در فصل پاییز دریاچه ها سرد می شوند و سبب چینه زادیی و یک وضعیت هم دما که سبب می شود آب های پایین با آب های سطحآمیخته شوند. این آمیختگی دوبار در سال دو آمیختگی نامیده می شود. دریاچه های تک آمیختگی تنها یک بار در سال آمیخته می شوند ودر عرض های بالا و ارتفاعات بالا واقع شده اند. در حالی که دریاچه های چند آمیختگی عموماً در مناطق استوایی یافت می شوند چند بار در سال آمیخته می شوند. باید توجه داشت که آمیختگی هم در انتقال مواد مغذی و آلاینده ها در دریاچه ها مهم است. وضعیت غیر متداول تر ولی خاص محیطی، دریاچه های نیم آمیختی هستند که کف آب یک لایه دارد که از نظر شیمیایی با بقیه قسمت های آب متفاوت است که این مسئله، اختلاف تراکم زیادی ایجاد می کند که حتی وقتی سیستم هم دما می شود یک شیب چگالی از نظر شیمیایی، پایین ترین لایه را از آمیختگیحفظمی کند. این مسئله معمولا به علت تفاوت شوری و یا تفاوت شیمی آبهای زیرزمینی ورودی می باشد. در این حالت تبادل بین رسوبات پایین که زیر لایه نیم آمیختگی هستند محدود میشود و از انتقال آن به حجم کل آب جلوگیری می کند. اغلب این اتفاق توسط اختلاف شوری یا ورودی های آب زیرزمینی که از نظر ترکیبات شیمیایی با هم فرق دارند، به وجود می آید. در این مورد تبادل بین رسوباتی که در زیر لایه نیم آمیخته قرار دارند از نقل و انتقال کردن به کل ستون آبمحدود می شوند. وضعیت مواد مغذی، متغیری است که برای طبقه بندی دریاچه ها استفاده می شود. اصطلاح کم غذا، میان غذا و پر غذا و بی نهایت غنی طیفی از شرایط را از مواد مغذی فقیر تا سیستم های غنی از نظر مواد مغذی نشان می دهد.
در کل افزایش باروری اولیه در دریاچه های بی نهایت مغذی نشان می دهد که ورودی های مواد مغذی آلی(کربن، نیتروژن و فسفر) بالا هستند. ورودی های آلی به دریاچه می تواند از طریق خود دریاچه منتقل شوند که اصطلاحاًبرجا نامیده می شود یا آن ها می توانند از حوضه های آبریز دیگر یا اتمسفر منتقل شوند که در این صورت به آن ها نابرجا گفته می شود.
ورودی های آلی به دریاچه که از طریق خود دریاچه منتقل می شوند عبارتند از گیاهان فتوسنتز شناور، پلانکتون، جلبک و ریشه های درختان ساحلی که منبع اصلی مواد آلیبرجا هستند. ورودی های حوضه آبریز از جریان ورودی رودخانه، سهم نابرجای اصلی را از مواد آلینشان می دهد. اگر مواد آلی در دریاچه ها به وسیله جانوری خورده نشوند یا در طول زمان در دریاچهتجزیه نشوند، در کف ته نشین خواهند شد.
میزان رسوبات آلی در نواحی گرمسیری نشانه افزایش باروری زیاد میباشد. رسوبات کف از مواد غیر آلی تشکیل می شوند که از فرسوده شدن چشم اندازها به وجود می آیند و از طریق جریان های ورودی رودخانه یا فرسایش خطوط ساحلیمنتقل می شوند. همچنین بعضی از مواد غیرآلیبرجا می توانند به وسیله بارندگی های شیمیایی ایجاد شوند. میزان رسوبات تحت تاثیر موقعیت، اندازه و فعالیت های حوضه آبریز همچنین در باروری که مواد آلی از طریق خود دریاچه تامین می شود (فرایندهای زنده زایی محصول فعالیت موجودات زنده)متفاوت است. اما در بیشتر دریاچه های معتدل طبیعی، میزان آن بین 1/0 و 2 میلی متر در سال می باشد(Kalff,2002).
بیشتر تحقیقات جهان روی فرایند و اصلاح مواد مغذی شدن فرهنگی تمرکز کرده است(Cooke et al. 1993). این تغییرات در مناطق حاره بسرعتاتفاق می افتد. وقتی بارهای فسفرهای غیر طبیعی با مقدار بالا به وسیله رودخانه در دوره های زمانی کوتاه مدت دریافت شود اصطلاح پرمغذی شدن فرهنگینامیده می شود. ( یعنی مغذی شدن رودخانه ها از طریق فعالیت های انسانی و آلودگی آب ایجاد می شود). زیرا منابع رشد مواد مغذی، یعنی فسفرها مرتبط با فعالیت های انسانی در حوضه های آبریز هستند. مانند (کشاورزی، رفتار فاضلاب ها).
افزایش باروری اولیه هم در ناحیه ساحلی و هم در منطقه پلاژیک میزان رسوبات را افزایش می دهد و موجب زمخت شدن گونه های ماهی ای می شود که اغلب مرتبط با تغییرات ناشی از برخورد انسان با طبیعت در مناطق حاره است.
 راهکارهای مدیریت و اصلاح برای این مشکلات به وسیله Geoke(1993) نشان داده شده است.
دریاچه ها مخزنی از مواد مغذی را از حوضه های آبریز اطراف و اتمسفر دریافت می کنند. آن ها برای ژئومورفولوژیست ها به خاطر انباشتگی رسوباتی که در آن اتفاق می افتد جالب است و به وسیله آن ژئومورفولوژیست ها می توانند تغییرات منطقه ایی را در طول زمان نشان دهند.
میزان فرسایش حوضه آبریز مرتبط با تغییراتی مانند کاربری زمین، تغییرات اقلیمی، دشت های سیلابی و الگوهای پوشش گیاهی به دست می آید. رسوباتی که به وسیله مغزه های نمونه گیری از مواد انباشته شده قسمت های زیرین دریاچهجمع آوری می شوند، به صورت افقی برشی داده میشوند تا رسوبات را در دوره های زمانی ویژه تمیز داد.
دیرینه شناسی یا استفاده از رسوبات دریاچه برای بازسازی حوادث گذشته نیازمند ابزارهایی مانند تعیین سن مواد انباشته شده و تنوعی از روش های موجود است. اما دقت و درستی هر کدام از روش ها محدود به مقیاسزمانی مشخصی است. به طور مشخص مسئله بالا و این حقیقت که رسوبات دریاچه ها از نظر زمانی و مکانی متغیر هستند برای جمع آوری مغزه ها مهم است.
Dearing و Foster بحث مفیدی از مشکلات، خطاها و کاربردهای استفاده از مغزه های رسوبی را در تحقیقات ژئومورفیک ارائه کردند. قبل از آن ها نوشته هایی توسط Hakanson و Jansson(1983) با عنوان رسوبات دریاچه معرفی شده است و اطلاعاتی درباره جنبه های زیستی، شیمی و فیزیکی رسوبات راارائه دادند.
از 1970، تحقیقات دریاچه شناسان به این سمت کشیده شده است که دریاچه هارا به عنوان یک سیستم بسته نگاه کنند و بر همین اساس تحقیقات اکولوژیکی انجام دادند و بیشتر تلاش ها روی ارتباط فرایندهای حوضه آبریز با شرایط دریاچه استوار بوده است. دریاچه ها ارتباط تنگاتنگی با حوضه های آبریزشان دارند و بنابراین نقش دریاچه ها در تحقیقات ژئومورفولوژیکی و نقش ژئومورفولوژیست ها در مطالعات میان رشته ایی مشخص می باشد.
References
Cooke, G. D. , Welch, E. B. , Peterson, S. A. and Neworth, P. R. (1993) Restoration and Management of Lakes and Reservoirs, Boca Raton, FL; Lewis.
Dearing, J. A. and Foster, I. D. L. (1993) Lake sediments an geomorphological processes: some thoughts, in J. McManus and R. W. Duck(eds) Geomorphology and Sedimentology of lakes and Reservoirs, 5-14, Chichester: Wiley.
Hakanson, L. and Jansson, M. (1983) Lake Sedimentology, Berlin: Springer-Verlag.
Kalff, J. (2002) Limnology: Inland Water Systems, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Wetzel, R. G. (2001) Limnology: L ake and River Ecosystems, 3rd edition, Fort Worth: Academic Presss.
Further reading
Hutchinson, G. E. (1957) a Treatise on Limnology, Vol. I. Geography, Physics and Chemistry, New York: Wiley.
Vallentyne, J. R. (1974) The Algal Bowl: Lakes and Man, Special Publication 22, Department of the Environment Fisheries and Marine Service, Ottawa
ELLEML. PETTICREW                           (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
LAND SYSTEM - سامانه زمین
سامانه های زمین بخش جدایی ناپذیر از فرایند تکامل زمین هستند. اولین مطالعات سامانه های زمین به وسیله دانشمندان رفاه عمومی استرالیا و سازمان تحقیقات صنعتی استرالیا به عنوان بخشی از مجموعه تحقیقات زمین شناسان انجام شد.
طبقه بندی سلسله مراتبی از زمین استفادهشد. کوچکترین واحد مصاحی، واحد اراضی است که یک منطقه نسبتاً همگن از نظر شیب و خاک می باشد. توالی های مکرر واحدهای اراضی، واحدهای اراضی بزرگتری را شکل می دهند که واحد اصلی نقشه سامانه زمین هستند. واحدهای اراضی بزرگتر، الگوی مشخصیاز واحدهای اراضی کوچکتر را (شیب ها، خاک ها و پوشش گیاهی ) تشکیل می دهند. در اصل به صورت زنجیره واره در طبیعت هستندو به طور کلاسیک با تفسیر تشریحی توضیح داده میشوند. بنابراین سامانه های زمین، مناطق بزرگی هستند که گروه هایی از واحدهای اراضی راتشکیل می دهند که الگوهاییاز خاک ها، توپوگرافی و پوشش گیاهی رانشان می دهند.
این کار در استرالیا در اواخر دهه 1940آغاز شد و تا دهه1970ادامه پیدا کرد، بعداً به وسیله نمایندگی های حکومتی در بعضی ایالت هاتصحیح شد. ارزیابی مشابهی به وسیله ارتش انگلیس در خارج از کشور تا اندازه زیادی در آفریقا و به وسیله سازمان علمی فرانسه و موسسه بین المللی هلند برای بررسی هوایی علوم زمین در تعدادی کشورهاانجام شد(Nossin,1977). هدف از این کار، فراهم کردن ارزیابی های هدفمند، سریع و مقرون به صرفه برای منابع زمین به خصوص برای کشاورزی و جنگلداری بود. اما بعداً به عنوان چهارچوبی برای برنامه ریزی های ملی و منطقه ای در مناطق دور افتاده که اطلاعات کمی داشتند به کار گرفته شد، در این مناطق نقشه هایی مانند نقشه های خطوط میزان، خاک ها یا پوشش گیاهی و اطلاعات اقلیمی یا زمین شناسی کمی وجود داشت. منبع داده اصلی و اولیه، عکس های هوایی سیاه و سفید کوچک مقیاس(1:800000:) بوده اند که عمدتاً برای اهداف نظامی از دهه 1940 به پرواز در آمده بودند. بنابراین روش بررسی سامانه های زمین ضرورتاً تشریح عکس هوایی بود که با بررسی نقاط درست از روی زمینتایید می شد.
الگوهایتن و بافت روی عکس هوایی به صورت لایه لایه نشان داده می شوند. خاکریزهایی بر روی زمین به صورت جاده برای دیدن نمونه هایی از هر الگو روی زمین به منظور ثبت پوشش گیاهی، خاک ها، توپوگرافی و زمین شناسی طراحی شد. از آن جایی که الگوهای بافتی و تنی اصولاً پوشش گیاهی به علاوه، برونزدهای سنگی و جاهایی که آب وجود دارد را نشان می دهند، ارتباط پوشش گیاهی تا اندازه زیادی در ویژگی واحدهای اراضی و سامانه های زمین مهم شد.
بنابراین افراد متعددی از تیم اولیه سیستم سامانه های زمین، ژئومورفولوژیست های آموزش دیده انگلیسی بودند. این شگفت انگیز نیست، بنابراین ژئومورفولوژیست ها نقش بزرگی را در نوشتن شرح سامانه های زمینداشتند. این که ژئومورفولوژی تا اندازه زیادی به وسیله سیکل فرسایش دیویس، که chorley(1965:35-36) در یک متن متفاوت به آن اشاره کرده، تحت تاثیر قرار گرفته است، نسبت ناچیزی با پیش بینی مناسب بودن زمین برای کشاورزی و مصارف دیگر دارد. این مسئله هم چنین در مورد تفسیر ژنتیکی خاک صدق می کند.
اولین مطالعه سامانه زمین در استرالیا در منطقه Katherine-Darwin(Christian and Stewart 1953) بود. نتیجه بررسی یک منطقه نسبتاً کوچک نشان داد که برای کشاورزی مناسب بود و یک ایستگاه تحقیقاتی برای انجام دادن آزمایشات و تحقیقات میدانی جزءایی تاسیس شد، نتیجه مشابه ایی از بررسی شرق Kimberleyبه دست آمد. هر دو ایستگاه تحقیقاتی هنوز قابل استفاده هستند ودر شرق Kimberley نتیجه نهاییتوسعه طرح آبیاری Ord بود. در حالی که کل منطقه پائو گینه جدید به وسیله بررسی های سامانه زمین پوشش داده شد، پوشش فضایی بیش از بیست گزارش در مجموعه تحقیقاتی در استرالیا پراکنده بود. قابل بحث است، آنچه که در بالا نشان داده شدند تنها نتایج مثبت گزارشات تحقیق زمین بودند. با این حال سامانه های زمین ممکن است پایه مفیدی برای کار جهت دار با پویایی بیشتر به خصوص وقتی که اطلاعات کمی روی محیط یا روی شرایط اکولوژیکیوجود داردفراهم کند. برای نمونه در ویکتوریا عناصر ژئومورفیک دوباره به عنوان بخشی از سامانه های زمینتصحیح شد تا یک چارچوب مناسبی را برای توصیف ویژگی های فضایی مساحی از زمین رافراهم کند(Rowan ,1990). تنها در دره Hunter از جنوب ولز جدید بررسی سامانه زمین (CSIRO)در یک منطقه ایی که قبلاً برای کشاورزی خوب توسعه یافته بودانجام شد. بررسی دره Hunter منطقه کوچکتری نسبت به بررسی های قبلی پوشش داد و به علاوه مقدار بیشتری اطلاعات برای مقایسه کردن منطقه با مناطق دورتر را ممکن ساخت تا جزئیات بیشتری فراهم شود(Story et al,1963). اما بررسی با محدودیت هایی بیشتر درمحیط های طبیعی همراه بود. در بیشتر مناطق، نقشه هایی که برای کاربری های آینده زمین انجام شد در کشورهای اشغال نشده انجام شد. اما در مناطقی که قبلاً اشغال شده بودند زمین هم اکنون در معرض آزمایشات کاربری اراضی قرار دارد. بنابراین، استفاده های موجودباید در هر تحقیقی که برای کمک به برنامه ریزی آینده مصارف زمین طراحی شده، یکپارچه شوند.
 
مطالعه سواحل جنوب (The South Coast study)
درک این حقیقت بدیهی باعث شد که CSIRO بررسی های سامانه های زمینی محدود (اگرچه روش پایه هنوز هم به طور وسیع در شرایط مختلف استفاده میشود) و توسعه دو خط جدا ولی مرتبط به هم برای کار بیشتر را رها کند. تمرکز روی مجموعه داده ها که سرانجام با پیشرفت جاری مناطق تحت تحقیقو کاربرد سیستم اطلاعات جغرافیایی در کاربری زمین یکی شد و دیگری مطالعه سواحل جنوب بود (همچنین در New south Wales)(Basinski 1978).
این یک بررسی کاملاًجغرافیایی بود و جغرافیدانان در بین اعضای تیمشان برجسته بودند. بنابراین جغرافیدانان طبیعی از آغاز عضو تیم بررسی سامانه های زمین بودند. مطالعه ساحل جنوب یک پروژه چند رشته ایی بزرگ برای بررسی یکپارچه سامانه های زمین با مساحت 6000 کیلومتر مربع بود. به طور مهم کاربری اراضی موجود، دموگرافیک جمعیت و جنبه های اقتصادی- اجتماعی مانند سکونتگاه ها، شبکه های نقل و انتقالات و ساختار اجتماعی- اقتصادی مناطق را هم شامل می شد. بیان مطالعات بالا صراحتاً اساس منطقی برای تصمیمات برنامه ریزی روی تنوع بسیار کاربری های زمینو همچنین روش های تحقیق تهیه و آنالیز داده های زیستی فیزیکی و اقتصادی اجتماعی برای منطقه را فراهم کرد.
این بررسی، پیشرو یا منادی بررسی های برازنده زمین و برنامه ریزی منطقه ای و مخصوصاً نگرش Siroplan به ارزیابی مناسب زمینبرای برنامه ریزی های کاربری زمین منطقه ای و یکپارچه بود(Cocks et al. 1983).
 
نگرش های اخیر به تکامل زمین (Recent approaches to land evaluation)
استفاده از عبارت "سامانه های زمین" در بعضی قلمروها به خصوص در شعبه های کشاورزی (حداقل در استرالیا) ادامه دارد. ولی این واحد نقشه برداری در مجموعه تحقیقات زمین، واحد زمین، است که اساس چندین رویکرد را فراهم می کند: ارزیابی فائوبرای مناسب بودن زمین( (FAO 1976 و چهارچوب های برنامه ریزی استفاده از زمین ((FAO 1993، همچنین برنامه ریزی منطقه ای حداقل در استرالیای غربی، به شکل برنامه ریزی پایه ای و واحد مدیریت زمین( مثال: (WAPC 1996
پیشرفت تکنولوژی و دسترسی به داده ها، پیشرفت قابل ملاحظه ای در روش های تکامل زمین و کیفیت خروجیفراهم ساخته استDavidson . (2002( مرور مفیدی از توسعه های اخیر در ارزیابی منابع زمینفراهم کرده است. دسترسی به قدرت تفکیکهای بالا، تصاویر ماهواره ای، توسعه ی سریع سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS)و ژئو آمار که نگرش های اخیر به تکامل زمین برای مناطقیکه در ابتدا غیر قابل شناسایی بود را فراهم کرد. با این وجود هنوز هم به نقشه ی کاربری اراضی وداده هایی که از بازدید میدانی به دست آیدنیاز است.
کیفیت وضع موجود، اطلاعات نقشه خاک در بسیاری کشورهای در حال توسعه از ضروریات بررسی های میدانی است. متاسفانه نگرش گسترده ای در میان کاربران GIS وجود داردکه دستکاری داده های موجود و درج آنها از طریق کامپیوتر هنوز هم مورد نیاز است. نیاز مجدد به آموزش ارزیابان منابع زمین طبیعی وجود دارد تا آنها بتوانند اطلاعاتی را بدست آورند و ثبت کنند که مرتبط به مشکل موجود باشد، نه این که با اطلاعات حاضر که نامناسب و نادرستهستند چاره ای موقتی اندیشید.
References
Basinski, J. J. (ed. ) (1978) Land Use on the South Coast of New South Wales: a study in methods of acquiring and using information to analyse regional open space options, Volume I, General Report, Melbourne: CSIRO.
Chorley, R. j. (1965) A re-evaluation of the geomorphic system of W. M. Davis, in R. J. Chorley and P. Haggett (eds) Frontiers in Geographical Teaching, 21-38, London: Methuen.
Christian, C. S. and Stewart, G. A. (1953) General Report on Survey of Katherine- Darwin Region, 1946, CSIRO Australia Land Research Series No. 1, Melbourne.
Christian, C. S. and Stewart, G. A. (1968) Methodology of integrated surveys, in Aerial Surveys and Integrated Studies, 233-280, Paris: UNESCO.
Cocks, K. D. , Ive, J. R. , Davis, J. R. and Baird, I. A. (1983) SIRO-PLAN and LUPLAN an Australian approach to land-use planning. I. The SIRO-PLAN land-use planning method, Environment and Planning B10, 331-345.
Davidson, D. A. (2002) The assessment of land resources: achievements and new challenges, Australian Geographical Studies 40, 109-128.
FAO (1976) a Framework for Land Evaluation, Soils Bulletin 32, and Rome: Food and Agriculture Organization of the United Nations.
FAO(1993) Guidelines for Land-use Planning, FAO Development Series 1, Rome: Food and Agriculture Organization of the United Nations.
Land Resources Development Centre (1966) Land Resources Studies, No 1 England, Surbiton, Surrey: Land Resources Development Centre, Ministry of Overseas Development.
Nossin, J. J. (ed. ) (1977) Proceedings ITC Symposium. Surveys for Development, Amsterdam: Elsevier.
Rowan, J. N. (1990) Land Systems of Victoria, Department of Conservation and Environment, Land Consevation Council, Victoria, Australia.
Stewart, G. A. (ed. ) (1968) Land Evaluation, Melbourne: Macmillan.
Story, R. , Galloway, R. W. , Van de Graaff, R. H. M. and Tweedie, A. D. (1963) General Report on the Lands of the Hunter Valley, CSIRO Australia Land Research Series No. 8, Melbourne.
WAPC(1996) Central Coast Regional Strategy,Perth: Western Australian Planning Commission.
ARTHUR CONACHER                           (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
 
LANDSCAPE SENSITIVITY- حساسیت چشم انداز
حساسیت یک چشم انداز به تغییر به احتمال زیاد تغییر معین یا معلوم در کنترلگرهای یک سیستم، یک پاسخ معقول و قابل تشخیص و پایداری راایجاد خواهد کرد. حساسیت، عملکردی از تمایل برای تغییراتی که اندازه گیری می شود به وسیله ی اندازه ی انگیزشی که برای شروع تغییرات نیاز است، می باشد. ضرورت به وسیله ی تعداد، نوع و اندازه ی موانعی که برای تغییرات وجود دارد، تعیین می شود. موانع تغییرات پیچیده هستند و شامل مقاومت سنگ ها، ساختار و جهندگی، (قدرت مقاومتشان) شیب، برجستگی های نسبی و ارتفاعاتی که انرژی متحرک و بالقوه را تعیین می کنند، فاصله تا سطح اساس، منابع یا انرژی یا موانع دیگر، توانایی سیستم به انتقال انرژی، ضایعات و تراکم گذرگاه ها و تراکم آبراهه ها می باشد.
یک سیستم همچنین ظرفیت های متغیری برای جذب انگیزه های تغییردارد. فیلترها، فضاهای خالی و تخلیه انرژیوجود دارد. برای نمونه دفع انرژی امواج ازساحل به وسیله حرکت کردن ذرات و انجام کارهایی (مانند جابجایی، اصطکاک وگرما)و زهکشی می باشد. حساسیت همچنین به وسیله وراثت یا درجه تاثیر وضعیت سیستم های قبلی و لندفرم ها تعیین می شود.
سامانه هاییکه ریزش رسوبات را تجربه کرده اند، بسیار مورد توجه هستند، رسوباتی که بعد از تغییرات محیطی و یا تشخیص دوباره کنترل ها بیش از حد فرسودهیا تحلیل رفته باشندو تغییر چشمگیری کنند. حوادث بزرگ ممکن است تاثیر بدی روی دامنه ها داشته باشند و همه مواد موجود دامنه را از بین ببرند. موانع برای تغییر بیشتر به هر حال معلوم است که نیاز است سیستم راکامل کند.
دو نوع محدودیت در سیستم وجود دارد. لندفرم های متحرک که زود جواب می دهند حساسیت بالایی دارند که به راحتی به وضعیت جدید واکنش سریع نشان می دهد و به حالت جدید شکل می گیرند. اگر نفوذپذیری بالایی داشته باشند به عنوان یک فیلتر انرژی عمل می کنند تا این که تغییر سطحی باشد و تا حد متوسط نوسان داشته باشد. ممکن استمقادیر کوچک را ذخیره کنند و آن ها را به مقادیر بزرگتر تبدیل کند که ممکن است از یک ارزش آستانه درونی گذر کنند. این سیستم ها از نظر مورفولوژیکی پیچیده هستند.
سیستم هایی که به آرامی جواب میدهند ممکن است حساس نباشند چون آنها بیش از حد یکنواختو دور از تغییرات مرزی هستند، حوادث را به آرامی منتشر می کنند، ذخیره زیاد و یا انتقال رسوبات با غلظت پایین دارند. تغییر به آسانی صورت می پذیرد تا زمانی که شکلشان تثبیت شود، ممکن است به اتفاقات موثر یا بزرگ نیاز داشته باشند تا تعادل پیدا کنند.
Further reading
Begin, Z. B. and Schumm, S. A. (1984) Gradational thresholds and landform singularity: significance for Quaternary studies, Quaternary Research 21, 267-274.
Brunsden, D. (1990) Tables of Stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift fur Geomorphology N. F. Supplementband 79, 1-37.
-(2001) A critical assessment of the sensitivity concept in geomorphology, Catena,42,99-123.
Brunsden, D. and Thornes, J. B. (1979) Landscape sensitivity and change, Transactions Institute of British Geographers NS4,463-484.
Chorley, R. J. , Schumm, S. A. and Sugden, D. F. (1984) Geomorphology, London: Methuen.
Schumm, S. A. (1985) Explanation and extrapolation in geomorphology: seven reasons for geologic uncertainty, Transaction Japanese Geomorphological :union:6-1, 1-18.
Thomas, D. S. G. and Allison, R. J. (1993) Landscape Sensitivity, Chichester: Wiley.
Thomas, M. F. (1994) Geomorphology in the Tropics: A study of Weathering and Denudation in low Latitudes, Chichester: Wiley.
-(2001) Landscape sensitivity in time and space, Catena, 42,83-99. (Also see entire Volume 42 of Catena 2001).
 
DENYS BRUNSDEN (مترجم: سمیه عمادالدین)
LANDSLIDE - زمین لغزش
زمین لغزش ها متعلق به گروهی از فرایندهای ژئومورفولوژی که شاملحرکات دامنه ای است می باشند. حرکات توده ایی شامل حرکت به سمت پایین توده ایی از مواد تحت تاثیر نیروی گرانش می باشد. اگر چه آب و یخ می تواند این فرایند را تحت تاثیر قرار دهند، این مواد به عنوان عوامل انتقالی اولیه عمل نمی کنند. زمین لغزش ها ازدیگر حرکات توده ای، مجزا و قابل تمیز می باشند. این تشخیصبه وسیله وجود مرزهای مشخص و میزان حرکتی که به طور قابل محسوسی نسبت به حرکاتی که در دامنه های مجاور اتفاق می افتد بیشتر است.
بنابراین این گروه از فرایندهای دامنه ایی شامل ریزش ها، واژگونی ها، زمین لغزش ها، گسترش های جانبی و حرکات پیچیدهایی هستند که به وسیله GRUDEN و Varnes(1996)طبقه بندی شده اند. به طور کلی در همه جا حرکات دامنه ای مانند خزش، فرونشینی، حرکات ارتجاعی و انحنانی مربوط به زمین لغزش ها نمی شوند.
ضوابطی که برای تشخیص انواع مختلفی از زمین لغزش ها استفاده می شود به طور کلی شامل مکانیزم حرکت، نوع یا ماهیت دامنه ایی که مواد بر روی آن قرار دارد، شکل سطح گسیختگی ( به صورت پوشیده یا سطحی) درجه شکستگی مواد جابجاشده و میزان حرکت می باشند.
 
فرم و رفتار (Form and behavior)
عوارض مورفولوژیکی متعددی وجود دارد که می توان در وسعت کوچکتر یا بزرگتر در بیشتر زمین لغزش ها شناسایی کرد( شکل 101). بالاترین بخش زمین لغزش، منطقه فرسایشی یا کاوی است که مواد دامنه از جای خود کنده می شود و به سمت پایین دامنه جابجا می شود. در بعضی موارد، جابجایی مواد ممکن است در حد چند مترباشد در حالی که در مواردی، منطقه گسیختگی به طور کامل تخلیه و سطح گسیختگی نمایان میشود و جای زخم مشخصی را روی دامنه باقی بگذارد(عکس 70). توده جابجا شده ممکن است نزدیک منطقه گسیختگی باقی بماند یا آن ممکن است به حرکت خود به سمت پایین دامنه ادامه دهد و از خود ردی به جا گذارد که منتهی به یک منطقه تراکمی در دامنه کوه شود یا منبعی برای بعضی عوارض ژئومورفولوژیکی باشد. مسافتی که مواد لغزشی حرکت می کند، از نوع زمین لغزش مشخص می شود. برای نمونه بهمن های سنگی می توانند در یک سرعت زیادی حدود چندین کیلومتر حرکت کنند که مسافت آن به وسیله ارتفاع سقوط و حجم مواد مشخص می شود. مسافت توده لغزشی و سرعت برای انواع دیگر زمین لغزش ها به وسیله فاکتورهای دیگری مانند حجم، زوایه شیب و مورفولوژی، حجم خاک و ویژگی های اصطکاکی سطح گذرگاه توده لغزشی بستگی دارد. حرکت زمین لغزش ها ممکن است لحظه ای یا همراه با کسیختگی باشد، انتقال و رسوبگذاری در حد چند ثانیه یا چند دقیقه اتفاق بیفتد. زمین لغزش های دیگری شناخته شده اند که در طول ده ها هزار سال فعال بوده اند و دستخوش دوره های متوالی از فعالیت مجدد شده اند.
هشت حالت از فعالیت زمین لغزش تشخیص داده شده است(Cruden,1996و Varnes)که می توان به طبقه بندی ایی مانند فعال(به طور جاری در حال حرکت)، خوابیده(بدون حرکت در 12 ماه گذشته ولی مستعد برای فعالیت مجدد) و بازمانده( بعید است که تحت تاثیر شرایط ژئومورفولوژیکی یا اقلیمی حاضر دوباره فعال شود)اشاره کرد.

شکل101:اجزای مورفولوژیکی یک زمین لغزش، که عمق(D)، طول(L) و عرض را(W) نشان می دهد
نوع حرکت درانواع مختلف زمین لغزش ها تا اندازه زیادی متغیر است. بعضی از زمین لغزش ها تنها چند سانتی متر حرکت در یک سال دارندو این میزان برای دهه ها ادامه دارد. سرعت جریان های واریزه ای ممکن است به برسد، در حالی که بهمنهای سنگی بزرگتری وجود دارند و مستعد رسیدن به سرعت  هستند. موادی که زمین لغزش ها نهشته می کنند از بلوک های رانده شده از جای خود از منبعی دست نخورده تا رسوبات زیاد خرد شده، نهشته آواری درهم بدون طبقه بندی و جور شدگی ضعیف می باشند.

عکس70: زمین لغزش سنگیHope ( کلمبیا)که تحت تاثیر زمین لرزه سال 1965اتفاق افتاد.
 
 مفهوم زمین لغزش (Significance)
تاثیر بالقوه زمین لغزش ها نه تنها به سرعت بلکه به حجم نیز وابسته می باشد. یکی از بزرگترین زمین لغزش های توصیف شده، زمین لغزش دریاچه Green، در Fiordland نیوزیلند می باشد که تخمین زده شده است  حجم داشتهاست. زمین لغزش های زیر دریایی با عظمت مشابه هم در لبه ها ی فلات قاره اتفاق می افتدکه می توان به Ok Tedimine در منطقه پائو گینه جدید سال 1989اشاره کرد. و یا بهمن سنگی Huascaran در سال 1970 تخمین زده شده است متجاوز به 50 میلیون متر مکعب از نظر حجم بوده است.
حجم زیاد، حرکت با سرعت بالا می تواند سدهای زمین لغزشی ایجاد کند که سیستم رودخانه را تحت تاثیر قرار می دهد و اغلب خطرات انفجار یا از هم گسیختگی ایی سد یا مانع را به دنبال دارد. زمین لغزش ها جلوه ای از بی ثباتی دامنه هستند و زمانی اتفاق می افتند که تغییر شرایط مرزیبخشی از دامنه اجازه می دهد تنش برشی بیشتر از مقاومت برشی شود ومی تواندبا کاهش تاثیر عواملی که مقاومت رابالا می برند یا به وسیله افزایش مقاومت برشی، ایجاد شود. ولی وقتی یک زمین لغزش اتفاق می افتد، شرایط پایداری نسبی را از یک وضعیت ناپایدار به پایدار با کاهش زوایه شیب، ارتفاع یا وزن یا به وسیله برداشت مواد مستعدتغییر می دهد.
اگر شرایط مرزی در یک دوره طولانی زمین شناسی پایدار شوند. زمین لغزش های پی در پی در یک منطقه خاص ممکن است شرایط دامنه را خیلی تغییر دهند. به طوریکه فرایند فعال کندتری مانند خزش خاک غالب شود.
چون بیشتر دامنه ها اغلبپایدار هستند، وقتی زمین لغزش ها اتفاق می افتند می تواند به عنوان یک واکنش ژئومورفیک موثر و سریع بی ثباتی تغییرات در شرایط مرزی در نظر گرفتکه سازگاری سریع و برگشت احتمالی به سمت ماندگاری بیشتر لندفرم های چشم انداز را فراهم می کند. بی ثباتی شرایط (فاکتورهای مقدماتی) در سیستم های طبیعی ممکن است به وسیله اختلال عواملی مانند بالاآمدگی تکتونیکی، تغییرات اقلیمی، جنگل زدایی یا تغییردامنه توسط فعالیت های انسانی و پرشیب شدگی دامنه که به وسیله فعالیت های فرسایشیتحریک میشوند، اتفاق افتد.
تاثیر فاکتورهای اولیه در کاهش پایداری وابسته به پیش شرایطی مانند ویژگی های مواد و ژئومتری دامنه دارد. درجه پایداری که به وسیله فاکتورهای مقدماتی حاصل می شود قابلیت زمین لغزش تعریف می شوند. رویداد زمین لغزش در یک مکان می تواند مرتبط با قابلیت آستانه ها باشد. در حالی که رخداد در زمان می تواند مرتبط به بزرگ بودن اندازه آستانه ها برای عوامل تحریکی باشد. زمین لغزش ها، خطر بزرگی برای زندگی، دارایی، زیرسازی ها و منابع در بخشهای زیادی از دنیا هستند.
بهمن سنگی Huascaran سال 1970 در پرو منجر به مرگ 18000نفر گردید و زمین لغزش Kansu چیندر سال 1920 تخمین زده شده است که منجر به مرگ بین 100000 هزار تا 200000 هزار نفرگردید. بنابراین بیشتر خسارات های دیگر زمین لغزش به عنوان مثال تهی کردن منابع خاک و کاهش بهره وری اولیه کمتر آشکار می شوند.
Reference
Cruden, D. M. and Varnes, D. J. (1996) Landslide types and processes, in A. K. Turner and R. L. Schuster (eds) Landslides: Investigation and Mitigation, S special Report 247, T transportation Research Board, National Research Council, 36-75, Washington, DC: National Academy Press.
Further reading
Brabb, E. E. and Harrod, B. L. (eds) (1989) Landslides: Extent and Economic Significance, Rotterdam: Balkema.
Bromhead, E. , Dixon, N. and Ibsen, M. L. (eds) (2000) Landslides in Research, Theory and Practice, three volumes, London: Thomas Telford.
Crozier, M. J. (1989) Landslides: Causes, Consequences, and Environment, London: Routledge.
-(1999) Landslide, in M. Pacione (ed. ) Applied Geography: Principles and Practice,83-94, London: Routledge.
Dikau,R. , Brunsden, D. , Schrott, L. and Ibsen, M. L. , (1996) Landslide Recognition: Identification, Movement and Cause, Chichester: Wiley.
Selby, M. J. (1993) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
 
MICHAEL J. CROZIER                  (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
LANDSLIDE DAM- سد زمین لغزشی
سدهای زمین لغزشی به طور طبیعی به وسیله انسدادهای رودخانه ای اتفاق می افتند. عمدتاً در مناطق شیب دار مانند مناطق کوهستانی زیادی در سراسر کره زمین تشکیل می شوند و بعضی از مرتفعترین سدهای طبیعی جهان را تشکیل می دهند با این وجود اکثر سدهای زمین لغزشی عمر کوتاهی دارند. 85 درصد از 185 نمونه جهانی در عرض کمتر از یک سال از بین رفتند و نیمی از آن ها هم در 10 سال اخیر از بین رفتند(Costa and Shuster 1988).
بارندگی، ذوب برف و زمین لرزه ها از جمله محرک های اصلی زمین لغزش ها هستند که سبب انسداد موقتی یا همیشگی رودخانه می شوند. مکانیزم های دیگری شامل فوران های آتشفشانی، زیرشویی رودخانه ای یا در بعضی موارد فعالیت های انسانی هم منجر به تشکیل سدهای زمین لغزشی می شوند. انسداد رودخانه ای می تواندبه وسیله گدازه ها یا جریان های پیروکلاستیک شکل بگیرد.
سدهای زمین لغزشی، مخاطرات ژئومورفولوژیکی زیادی را سبب می شوند که می توانند مسافت قابل ملاحظه ای از بالا دست و پایین دست نقطه اولیه انسداد را در برگیرد. آبگیرهای طولانی مدت کانال های رودخانه ممکن است سبب جاری شدن سیل فرآب (آب برگشت خورده) های طبیعی شوند و مرتبط با آن رسوبگذاری به وجود آید.
فشار یا ضربه طبیعی قابل توجهی به وسیله گسیختگی های سد ناگهانی ممکن است ایجاد شود و منجر به سیل های کاتاستروفیک از دریاچه های ناشی از سدهای لغزشی شوند که می تواند تبدیل به جریانات واریزه ای شوند. بازه های پایین دست رودخانه معمولاً رسوبگذاری عظیم، بی ثباتی کنار رودخانه و تغییر مسیر رودخانه را در گسیختگی های ضعیف سدهای ناشی از زمین لغزش تجربه می کنند. افت سریع سطح آب دریاچه ممکن است سبب ضررهای ثانویه بیشتری در پایداری دامنه شود. سدهای زمین لغزشی اغلب بقایای ژئومورفولوژیکی عمیقی در تکامل طولانی مدت چشم انداز در کف دره ها ایجاد میکند. که شامل دره های مدفون، زهکشی معکوس، زمین های مسطح وسیع واقع در کوهستان و دره های کوچک سرریز و همچنین شکستگی های آشکار در پروفیل طولی رودخانه می شوند.
دریاچه Sarez با 60 کیلومتر طول در تاجیکستان بزرگترین آبگیر ناشی از سدهای زمین لغزشی در دنیاتشخیص داده شده است که به وسیله یک بهمن سنگی ناشی از زمین لرزه با ~ متر مکعب در حجم نزدیک روستای Usoi در سال 1911 تشکیل شده است (Alford et al. 2000).
References
Alford, D. , Cunha, S. F. and Ives, J. D. (2000) Lake Sarez, Pamir Mountains, Tajikistan: mountain hazards and development assistance, Mountain Research and Development 20, 20-23.
Costa, J. and Schuster, R. I. , (1988) The formation and failure of natural dams, Geological Society of America Bulletin 100, 1054-1068.
Further reading
Korup, O, (2002) Recent research on landslide dams- a literature review with special attention to New Zealand, Progress in Physical Geography 26, 206-235.
 
OLIVER KORUP         (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
LARGE WOODY DEBRIS- واریزه های چوبی بزرگ
واریزه های چوبی بزرگ (Lwp) مربوط به افتادن درختان، چوب های جدا در رودخانه ها یا در امتداد حواشی رودخانه می شوند. اصطلاح بزرگ برای چوب هایی به کار برده می شوند که به اندازه کافی بزرگ هستند و شرایط هیدرولیک رودخانه، انتقال رسوبات، فرسایش کناری و مرفولوژی رودخانه را تحت تاثیر قرار می دهند. در عمل واریزه های چوبی بزرگ اغلب مربوط به چوب هایی می شوند که حداقل 2-1 متر طول و حداقل 30-10 سانتی متر قطر داشته باشند. اگر چه ابعاد آن در میان ژئومورفولوژیست ها متفاوت می باشد. درختان زنده در امتداد حواشی رودخانه و پوشش گیاهی بیرون کانال رودخانه مربوط به واریزه های چوبی بزرگ نمی شوند. این نوع از چوب ها همچنین فرایندهای ژئومورفولوژیکی را تحت تاثیر قرار می دهند. واریزه های چوبی بزرگ در موارد بسیاری به عنوان جزء اصلی اکوسیستم آبی تشخیص داده شده اند(Maser et al. 1988). اگر چه به تازگی مانند دهه 1970 مدیران آژانس ها، چوب را برای کاهش سیل و توسعه مسیر ماهی ها در رودخانه ها از بین می برند. واریزه های چوبی بزرگ مواد آلی، تله های رسوبی، ایجاد حوضچه ها و در کل افزایش تنوع سکونتگاهی رادر رودخانه ها فراهم می کنند. اکنونمدیرانمنابعمرتباًبرایکمک به فرایندهایطبیعیوبهبوددررودخانه، واریزههایچوبیبزرگدرمکان های معینی از رودخانهقرارمیدهند. واریزه های چوبی بزرگمانند کنده های درختان، درختانی که از ریشه کنده می شوند و در کانال رودخانه وجود دارند، از طریق زمین لغزش ها، جریان های واریزه ای، مرگ طبیعی و اختلاتی که توسط انسان ایجاد می شود به وجود می آیند.
واریزه های چوبی بزرگ در سرچشمه رودخانه های کوچک اغلب به صورت پلکانال، تنهامرفولوژی رودخانه را تحت تاثیر قرار می دهد. به این صورت که شکستگی و پوسیدگی حالت پلکانی به رودخانه می دهد و انباشتگی رسوبات را زیاد می کند و سبب عریض شدن کانال رودخانه می شود ( Nakamura and Swanson 1993). بنابراین اندازه رودخانه زیاد می شود و واریزه های چوبی بزرگ به درون رودخانه می افتند. رودخانه های با اندازه متوسط نمی توانند به آسانی چوب راانتقال دهند وبه همین خاطر به صورت تکه های کوچکی جمع شده و به دام می افتند. چوب هایی که به دام می افتند حوضچه هایی را تشکل و ذخیره رسوبات را افزایش می دهند. اگر چه عریض شدن کانال می تواند جایی که کنده های درخت جریان را به سمت حواشی منحرف می کنند، اتفاق افتد.
در رودخانه های بزرگتر ابعاد کانال تا اندازه زیادی بیشتر از اندازه واریزه های چوبی بزرگ است و چوب می تواند به راحتی به وسیله جریانجابجا شود. در رودخانه های بزرگتر، واریزه های چوبی بزرگ به صورت تکه های جداگانه در امتداد حواشی یا بر روی سدها جا به جا میشوند(Marcus et al. 2002). وقتی رسوبگذاری در حواشی اتفاق می افتد، چوب در این سیستم بزرگ می تواند فرسایش کناری را کاهش و توسعه آبگیر را در کانال زیاد کندورسوبگذاری در کانال هایی با اندازه متوسطصورت می گیرد. بنابراین انسدادها در رودخانه های بزرگ می تواند جریان را منحرف کند و توسعه کانال های ثانویه را زیاد کنند که عرض رودخانه را زیادکند و فرسایش کناری راافزایش دهد.
References
Marcus, W. A. , Marston, R. A. , Covard, C. R. Jr, and Gray, R. D. (2002) Mapping the spatial and temporal distribution of woody debris in streams of the Greater Yellowstone Ecosystem, U. S. A. , Geomorphology 44, 323-335.
Maser, C. , Tarrant, R. F. , Trappe, J. M. and Franklin, J. F. (eds) (1988) From the Forest to the Sea: A Story of Fallen Trees, Pacific Northwest Research Station PNW-GTR-229, Portland, OR: USDA Forest Service.
Nakamura, F. and Swanson, F. J. (1993) Effects of coarse woody debris on morphology and sediment storage of a mountain stream system in Western Oregon, Earth Surface Processes and Landforms 18, 43-d61.
 
W. ANDREW MARCUS                 (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
LAVA LANDFORM - لندفرم گدازه
فوران های آتشفشانی دو نوع اصلی مواد یعنی گدازه و آذرآواریها راتولید می کنند. در حالی که بیشتر حوداث فورانی محصولی از هر دو خواهند داد. آنها می توانند در کل به طور برجسته به عنوان فوران کننده (گدازه راتولید می کنند) و یا منفجر شونده(آذر آوارها را تولید می کنند) توصیف شوند. تمرکز در اینجا روی تنوع فوران کننده ها و سنگ های آذرین بیرونی به جای لندفرم های درونی می باشد. گدازه همیشه در فوران حالت نیمه مذاب است اما می تواند شامل حجم قابل ملاحظه ایی شکستگی هم حالت های کریستالین و هم حالت حبابهای گازی باشد.
کنترل های مرتبه اول روی ژئومورفولوژی احتمالااز جریانات گدازه به وسیله میزان فوران، مقدار کلی گدازه ای که خارج می شود، چسبناکی، توپوگرافی که گدازه بر سطح آن جاری می شود و محیط های بیرون(اتمسفر، آب یا یخ) میسر می شود. چسبناکی نسبت مقاومت برشی به میزان فشار است، یک اندازه گیری از مقاومت درونی برای جریان ها وقتی که نیرویی به کار برده می شود تا به حالت مایع تبدیل شود، می باشد. چسبناکی ماگما تا اندازه زیادی متغیر است زیرا فاکتورهای کنترل کننده زیادی شامل درجه حرارت و ترکیب مذابوجود دارد. حضور کریستال ها چسبناکی را افزایش می دهد. از طرف دیگر حبابها ممکن است چسبناکی را بر حسب اندازه، ویژگی ها و میزان جریان ماگماافزایش دهند یا کاهش دهند. آب حل شده همچنین نقشی در پیوند سیلیکون در حالت ذوبمنقطع ایفا می کند، از این رو چسبناکی راکاهش می دهد. در کوتاه مدت چسبناکی ماگما می تواند به وسیله سرد شدن، کریستالیزه شدن، حفره ای شدن یا از دست دادن گاز تغییر کند و بدین وسیله روی طبیعت لندفرم های گدازه ای تاثیر بگذارد.
جریان ها و دریاچه های گدازه ایی (Lava lakes and flows)
وقتی گدازه با چسبناکی پایین در یک کالدرا فوران می کند، به احتمال زیاد به روزنه ها و کالدیرا محدود می شود و یک تالاب گدازه ای یا دریاچه گدازه ایی را شکل می دهد. دریاچه های گدازه ای فعال در ارتباط با مخازن عمیق تری از ماگما هستند، در حالی که دریاچه های گدازه ای غیر فعال این طور نیستند. دریاچه ها ی گدازه ای عمر طولانی دارند و پدیده های نسبتاً نادری روی زمینهستند. این دریاچه هادر چندین آتشفشان گزارش شده اند شاملKĩlauea, Nyiragongo(کنگو)، Erebus( قطب جنوب) و Erta Ale( اتیوپی)اما چند نمونه منحصر به فرد برای چندین دهه وجود داشت. این ها شامل Halemaumau(هاوایی، سالهای 1924-1823) و Erta Ale( احتمالاً فعال برای حداقل در قرن گذشته، عکس 71(بودند. دریاچه های گدازه ای همچنین در حاشیه اقیانوس ها (Fouquer et al. 1995) و روی ماه مشتری هم مشاهده شده است(McEwen et al. 2000). همه مباحثی که در اینجا بحث شده استجریاناتی از گدازه هستند. از این رو اصطلاح جریانات گدازه ای معمولاً مربوط به فوران گدازه ایی می شود که فرصت پیدا می کند به سمت کناره های یک آتشفشانفوران کنند یا در زمین های باز عبور کنند. این اصطلاح هم برای جریانات فعال در طول جابجایی و هم برای لندفرم هایی که از آن منتج می شود، استفاده می شود.

عکس 71: دریاچه گدازه ایی Erta Ale ( اتیوپی)، طولانی ترین دریاچه گدازه ایی فعال در کره زمین که ابعاد آن 90×80 متر و توان خروجی آن حدودMW 200-100 می باشد.
در مسیر جریان هایی که عمر طولانی دارند یک میدان جریان گدازه ممکن است به وسیله برنهش تعدادی از واحدهای جریان منفردتوسعه پیدا کند. فوران Kĩlauea بیشتر از 2کیلومتر مربع گدازه برجای گذاشتو یک میدان جریان در حدود 100 کیلومتر مربع، از زمانی که آن در سال 1983 شروع شد، در منطقه ساخته شد(عکس 72). مناطقی از برجستگی های مرتفع تر در یک میدان جریان که بالاتر از سطح معمول جریان گدازه هستند، kĩpukaنامیده می شوند. این جزایر ممکن است گیاهان بالغی که در جاهای دیگر در جریانات فعال نابود شدهاند را در خود حفظ کنند. جایی که گدازه ها وارد دریا می شوند مانند هاوایی، یک دلتای گدازه ایی به سمت دریا ساخته میشود. اگر چه این عوارض اغلب ناپایدار هستند. گدازه های فعال با آب دریا در ساحل و جلوی دلتای گدازه ای واکنش نشان می دهند، انفجارهای بخار می تواند مخروط های ساحلی زودگذر را بسازد.
ماگمای با چسبناکی پایین وگاز قوی می تواند به صورت منحصر به فردی فوران کند و تا چندین متر ارتفاع بگیرد. اینها می توانند در دریچه های منفرد یا در امتداد درز و شکاف اتفاق بیفتد که به وسیله مخروط های کم ارتفاع پرشیب یا پشته های دیواره ایمشخص میشوند.

عکس 72:فوران جاری آتشفشان Kĩlauea (هاوایی) که از سال 1983 پیشروی کرده است و یک میدان جریان گدازه ای را حدود 100 کیلومتر مربع را پوشش داده است.
مخزن های گدازه ایقوی، میتوانند جریانات گدازه ای آواری را تغذیه کنند. وقتی که سطح روانه در معرض هوا قرار میگیرد و گرمای کمی در طول عبورشان از هوااز دست می دهند. بزرگترین فوران گدازه ایی در چند میلیون سال گذشته Laki(ایسلند) در 4/1783 بود. آن تخمین زده شد که 7/14 کیلومتر مربع گدازه مافیک داشت، 40 درصد در ابتدای دوازده روز اول در قله فوران کرد، بیشتر از 5000 مترمکعب در ثانیهبوده است(Thordarson and self 1993).
این جریاناتهم روی زمین و هم در اقیانوس ها اتفاق می افتد و می تواند شامل - کیلومتر مربع گدازه باشندو مناطقی به اندازه کیلومتر مربع را پوشش دهندو لندفرم هایی که در نتیجه آن ایجاد می شود فلات گدازه ایی نامیده می شود. جایی که آن به وسیله فرسایش تشریح می شود. یک توپوگرافی پله ای از هوازدگی های مختلفی از مرزهای خرده سنگی و مخروط های سنگی درونی از هر واحد جریانی که دیده می شوند، نتیجه می شودکه منشاء اصطلاح تراپ است. جریان های فعال گدازه ای مقدار غیرعادی گرما نزدیک منفذ یا روزنه گسیل می کنند. به طوری که به سرعت یک پوسته در سطحشانشکل می گیرد. بنابراین جریانبهاندازهکافی ضخیم و هسته جریان مجزا میشود، کاهش نرخ چسبناکی سرعت میگیرد، و در نتیجه جریان قادر است مسافت بیشتری را طی کنید، میزان بالای چسبناکی را پایین بیاورد و بنابراین مسافت های طولانی را زیاد کند. جریانات مافیک معمولا به طور کامل پوسته تشکیل میدهند، همراه گدازه ای که هم چنان در تونل ها جریان دارد و می تواند به وسیله فرسایش حرارتی دیوارها در بخش گذر رشد کند. وقتی منبع گدازه در روزنه منفذ متوقف شود آخرین سرباره گدازه ممکن است به سمت پایین دامنه زهکشی شود و یک مجرای خالی یا لوله گدازه ایی را از خود به جای بگذارد.
در Kĩpuka بیشتر جریان گدازه ای بین مخروط pu u Oo وخط ساحلی جاری می شود، جایی که گدازه به دریا ریخته می شود( مسافتی در حدود 10 کیلومتر)، در یک شبکه تونلی با جوش های منفرد و پراکنده ای در سطح اتفاق می افتد.
وقتی حجم سیلیکات و کریستالیزه شدن گدازه افزایش پیدا کند و درجه حرارت فوران افت پیدا کند، چسبناکی موجب بالا رفتن نظم گدازه می شود. در نتیجه انباشتگی های ضخیم تری از گدازه نیاز است تا بر مقاومت جریان غلبه کند.
 
گنبدهای گدازه ایی و گدازه های تخت و روان (Lava domes and coulees)
بیشتر گدازه های سیلیکات چسبناکی بیشتراز pa s - دارند. در فوران، جریان چسبناک تا اندازه زیادی مقاوم است و لغزندگی بیشتر در امتدا شکاف صفحات صورت میگیرد. برآمدگی سنگ که اطراف روزنه جمع می شود، گنبدهای گدازه ای نامیده می شود. اگر دورتر از روزنه صورت گیرد، گدازه های تخت و روان نامیده می شود. گاهی گدازه ها در زیر سطح قرار می گیرد و و باعث برآمدگی سطح می شوند که به آن ها گدازه های نهان گفته می شود. هفته ها و روزها قبل از فوران سال 1980، یک گدازه پنهان با حدود 100 متر ارتفاع در سطوح بالای کوه St Helens( ایالات متحده آمریکا) وجود داشت. فوران تپه آتشفشانی Soufriere( Montserrat)که در سال 1955 شروع شد، یک گنبدی با ترکیب متوسط متجاوز از  را از نظر حجم ایجاد کرد(Druit and Kokelaar,2002).
چنین گنبدی هایی واقعاً دارای ساختارهای پیچیده ای هستند. فراوانی رمبش های گرانشی و انفجارهایی که معمولاً به نوعی باعث فوران گنبدهایی که ایجاد شده، می توانند خطرات زیادی در مناطق پرجمعیت داشته باشند. فروانی جریان های خاکستر که در نتیجه شکستگی های بخش های داغ از گنبد آتشفشانMerapi(اندونزی) به وجود آمد، باعث خسارت زیادی به زندگی مردم شد.
 
جریان گدازه و بافت های سطح (Lava flow surface textures)
منظربافتهایسطحجریانگدازهبرانگیزندهاستو ترکیبات یکسان گدازه، بافت های خیلی مختلفی به خاطر تغییرات ظریفی که در میزان فوران یا تاریخ سردشدگی شان وجود دارد، نمایش میدهد. گدازه با قلوه سنگ هایی مانند سنگ شل وسست سوخته مشخص شده است و اغلب بر روی یک هسته سنگین تر قرار میگیرد.
گدازه اغلب خاکریزهای طولی از طریق رشد در امتداد حواشی شان می سازد. این ها بعضی وقت ها شاخه شاخه می شوند و به صورت جریان های کوچکی از گدازه به سمت پایین کانال حرکت می کنند. بعضی حامیان شهری سعی می کنند از طریق خاکریزهایی، جریان را منحرف کنند. یک عارضه نادر از جریانات ، گوی های گدازه ایی برافزایشی می باشد. آن ها به شکل گلوله های برف در می آید به طوری که هسته محکم و سخت تر در امتداد سطح جریان گدازه می غلتد و می توانند به چندین متر قطر برسند و مقدار ضخامتکافی برای حرکت در جلوی پیشانی جریان گدازه پیدا کنند.
گدازه Pãhoehoe در مقایسه با سطح نسبتاً صافی دارد که از به هم پیوستگی لب ها( lobes) ساخته شده اند و با بافتی به صورت نخ های متصل به هم در مقیاس میلمیتر و سانتی متر آراسته شده اند. گدازه خمیر مانند به واسطه فشردن ترک ها و شکاف ها در پوسته سخت جریان شکل می گیرد. گدازهPãhoehoeمی تواند به گدازه تغییر شکل پیدا کند به طوریکه به سمت پایین دامنه به خاطر تغییرات در چسبناکی یا میزان فشار حرکت کند، اما حالت معکوس هرگز مشاهده نمی شود. تحقیقات اشکال حاشیه جریان گدازه، بینش بیشتری را نسبت به جریان Pãhoehoe و آشکار می کند.
در مقایسه گسترش جریان به وسیله نیروهای محرک تسلط پیدا می کند و در نتیجه شکل حواشی شان فرکتال نمی باشد. این مشاهدات کاربردهای بالقوه ایی در شرح قلمروهای آتشفشانی سیارات دیگر دارد. بیشتر جریانات چسبناک یک بافت سطح بلوکی را شامل قطعات شکسته ایی از گدازه، بیشتر از چند متر عرض با سطوح کوچک زاویه اییتوسعه می دهند. فشار خیلی زیاد پشته ها بعضی وقت ها چین و چروک هایی را در سطح جریانات چسبناک ایجاد می کند که به آن کمان یخساری(ogives) گفته می شود. گنبدهای گدازه ایی اغلب وقتی که آن ها فعال هستند برآمدگی هایی را ایجاد می کند اما معمولاً این ها بی دوام هستند. بعد از خسارت فوران 1902 کوه Peleeیک ستونی با ارتفاع 300 متر سر برآورد.
عوارض کوچکتر که فضاهای باز جریانات گدازه ایی مافیک را احاطه کرده اند شامل مخروط های گدازه ایی شکل می باشدکه دودکش ها یا ستون های سنگی نوک تیزی از قطرک های سطح شخانه گدازه هستند که از سقف مجرای گدازه ها بیرون آمده اند.
References
Bruno, B. C. , Taylor, G. J. , Rowland, S. K. , Lucey, P. G. and Self, S. (1992) Lava flows are fractals, Geophysical Research Letters 19,305-308.
Druitt, T. H. and Kokelarr, P. (eds) (2002) The Eruption of Soufriere Hills Volcano, Montserrat, from 1995 to 1999, London: Geological Society.
Fouquet, Y. , Ondreas, H. , Charlou, J. L. , Donval, J. P. , Radfordknoery, J. , Costa, L. , Lourenco, N. and Tivey, M. K. (1995) Atlantic lava lakes and hot vents, Nature 377,201.
McEwen, A. S. , Belton, M. J. S. , Breneman, H. H. , Fagents, S. A. , Geissler, P. , Greeley, R. , et al. (2000) Galileo at Io: results from high-resolution imaging, Science 288, 1,193-1,198.
Oppenheimer, C. and Yirgu, G. (2002) Thermal imaging of an active lava lake : Erta Ale volcano, Ethiopia, International Journal of Remote Sensing 23, 4777-4782.
Thordarson, T. and Self, S. (1993) The Laki (Skaftar Fires) and Grimsvotn eruptions in 1783-1785 Bulletin of Volcanology 55,233-263.
Further reading:
Francis, P. and Oppenheimer, C. (2004) Volcanoes, Oxford: Oxford University Press.
Hawaiian Volcano Observatory, http://wwwhvo. Wr. usgs. gov/.
Killburn, C. R. J. and Luongo, G. (eds) (1993) Active lavas: Monitoring and Modelling, London: University College London Press.
Rhodes, J. M. and Lockwood, and J. P. (1995) Mauna Loa Revealed: Structure, Composition, History, and Hazards, Washington, DC: American Geophysical :union:.
-Sigurdsson,H. , Houghton,B. F. ,McNutt,S. R. , Rymec, H. and Stix, J. (eds) (2000) Encyclopedia of Volcanoes, San Diego: Academic Press
SEE ALSO: volcano
CLIVE OPPENHEIMER                (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
 
 LAWS, GEOMORPHOLOGICAL - قوانین ژئومورفولوژیکی
مفهوم کلی قانون علمی خیلی واضح و سر راست نیست و هرچه که ما از قوانین پایه فیزیکی که قابل تبدیل به معادلات مستدل و معقول هستند دورتر شویم این قانون علمی ممکن است بیشتر و بیشتر غامض و گیج کننده شود.
هاروی(1969) به این نتیجه رسید که همه قوانین صحبت هایی از بعضی کلیت ها است که در یک ساختار تئوریکی جاسازی شده است. Young و Petch بررسی کردن که قوانین بعضی ویژگی ها یا رفتارهایی از همه اعضای یک کلاس از چیزها راتوصیف می کنند، اما بعضی چیزها معمولاً در تشخیص یا درک آن به کار برده نمی شود. آن ها تلاششان را برای به دست آوردن دو چیز ادامه دادند:مقایسه مجموعه ای از قوانین علمی که به وسیله ی نیروی کوریولیس توصیف می شود و انحراف از اجسام در حال حرکت به سمت راست یا چپ در نیمکره شمالی یا جنوبی که وجود دارد و دیگری قانونPlayfairاز محل های اتصال جور شده است، که بیان می کند که دره های یک رودخانه با همدیگرنه در یک سطح بالاتر و نه پایین تر تلاقی می کنند. در حالی که گفته اولی یعنی نیروی کوریولیس یک ساختار کاملا طبیعی است ووابسته به فرمول ریاضی است، دومی بیشتر گیج کننده است از آن جهت که آشکار نیست که کاربرد نقاط تلاقی کانال های رودخانه یا برای کف های دره تا چه حد باید در نظر گرفته شود(Haines-Young and Petch 1986).
از زمانی که ژئومورفولوژی به عنوان علم تاریخی دیده شد آن سوالات زیادی را هم به صورت قوانین کیفی مانند Playfairو هم به صورت قوانین طبیعی مانند نیروی کوریولیسایجاد کرد. اگر چه A. N. Stab در مقاله تاثیر برانگیزش در سال 1952همه ژئومورفولوژیست ها را فرا خواند تا از مدل های ریاضی برای قیاس کردن استفاده کنند تا به صورت قوانین کمی به کار برند، اگر چه موفقیت های نسبتاً محدودی در این زمینه وجود داشت. از آنجایی که همه پدیده های مورد علاقه برای ژئومورفولوژی ثابت شده است که به یک اندازه متمایل به فرمول های ریاضی هستند. این مسئله به وسیله Rhoads و Thorn(1996(تشخیص داده شده است که به این نتیجه رسیدند که مطالعه یک پدیده پیچیده یک مشکل را برای قیاس اثبات وجود قوانین علی بنیادینی با ترکیب فرمول های ریاضی از این قوانین در مدل های پیشگویانه مطرح می کند.
این وضعیت ممکن است برای این حقیقت که ژئومورفولوژی خیلی در توسعه قوانین شان یا در به کار بردن مدل های ساده که چند قانون فیزیکال پایه را برای پیش گویی کردن فرم و دینامیک هایی از لندفرم های ویژهترکیب می کند، موفق نبوده است. آن ها به طور واضح یا آشکاری نصایح Strahlersرا در ارزیابی شان از موفقیت یا شکست را دنبال کردند. با این حال بعضی از اصول اساسی که علم تاریخی از مطالعه لندفرم ها را از قرن هیجدهمحاکم کرد، نایده گرفته شد.
ما می توانیم یک تمایز ناپخته ایی را بین بیان های کیفی که به صورت عموم به وسیله افرادی بیان شده است است که مهمترین آن ها James Hutton, John Playfair,G. K. Gilbert. W. M Davisو W. Penckو فرمول های کمی از R. F. Horton, S. A Schumm, M. A. Melton,J. T. Hack و R. L. Shreveو J. W. Glenداشته باشیم.
با این وجود بیشتر موضوعات اساسی که به وسیله ی ژئومورفولوژیست ها مورد پذیرش قرار گرفت، برای بار اول به وسیلهHutton(1785) تشخیص داده شد. این که هیچ احتیاجی برای متوسل شدن به فرایندهای شگفت آور برای ایجاد مدل سازی سطح زمینوجود ندارد. آن فراهم می کند که ما یک شرایط غیر قابل باوری را با گذشت زمان طولانیقبول کنیم.
قانون "یکنواخت گرایی" Huttonبسیار بحث شده و مورد تمسخر قرار گرفت- همانطور که Shea(1982)تاکیداً به ما یادآوری کرد- این قانونی است که ژئومورفولوژیست ها آن را دنبال می کنند، ولی این "واقعیتی" درباره طرزکار زمین و مراحل آن نیست. با این وجود، بیشتر ما منشاء ژئومورفولوژی را به Hutton، و شاید بیشتر به گسترش و تفضیل نظریه های John Playfair (1802) مرتبط می دانیم.
این در مسیر توسعه یک بحث ژئومورفولوژیکی مدرن و موثربود که Playfair سیستم دره ها و سازگاری خوب شیب شان را توصیف می کند که به عنوان قانون Playfairs شناخته می شود. دره های آبرفتی تمایل دارند این سازگاری دو طرفه را نشان دهند. قانون Playfair در واقع هم جهانی و هم سببی است. مفهوم بعدی و توسعه گسترده ایی از اصول قوانین از ایالات متحده آمریکا در اواخر قرن نوزدهمآمد. قانون J. W. Powellاز سطح اساس، چرخه فرسایش دیویس و قوانینی از مفهوم ساختار، فرایند و اشکوب.
اما همچنین مجموعه کاملی از طرح ها که قانوننامیده شده است، وجود دارد. گیلبرت از مطالعات زیادش از بدلندهای حاشیه کوههای Henry,Utahدر سال 1877ارائه داده است. Chorley (1964) مواردی را به صورت جزیی بحث کرده است مانند: قانون دامنه های یکدست، قانون شیب ها، قانون ساختارها و قانون تقسیمات.
همه این ها به صورت ایده های عمومی دیده شده است که به سمت یک چشم انداز رودخانه تمایل دارد. هیچ کدام از آن ها هر گز به دست نخواهد آمد. میانه قرن بیستم قوانین کیفی که در بالا بحث شد احساس می شد به اندازه کافی دقیق نیستند.
Horton(1945(آنچه که قوانین هورتوننامیده می شود راشروع به کار کرد. از آرایش شبکه زهکشی که در ارتباط با نظم در تعداد رودها، طول، مساحت، فراوانی و شیب به عنوان فاکتورهایی که نظم رودخانه را تغییر می دهد، می باشد. به اینها بعدها قانون Hackاضافه شد که طول طولانی ترین رودخانه را در شبکه زهکشی نسبت به مساحت آنشرح می دهد.
بعدها R. L. Shreve(1966)اظهار کردکه در شبکه های زهکشی می توان با قانون آماری، غیر تصادفی بودن توپوگرافی را ثابت کرد. اساسی ترین این قوانین در بعضی موارد مرتبط با ویژگی های کلی یا عمومی هستند و آن تا اندازه زیادی آشکار نیست که تا چه حد آن ها ممکن است مرتبط با ژئومورفولوژی حوضه آبریز باشد. قانونی که تغییر شکل یخ را در طول زمان توصیف می کند به وسیله W. Glen در سال 1955بحث شده است، ممکن است تا اندازه زیادی مرتبط با فرایندهای ژئومورفولوژیکیباشد به طوریکه آن تا اندازه موفقیت آمیزی حساسیت شدید از خزش ثانویه را در یخ به تغییر در تنش برشی پیش بینی کرد(Paterson,1981). به نظر می رسدبعضی از نگرش هایی که توسعه پیدا کردند، مانند مواردی که به وسیله Rodrigues-Iturbeو Rinaldo بررسی شده است بر اساس مدل کامپیوتری پیشرفتههستند و مفهوم از فرکتال ها ممکن است به موقع قادر باشد بیان کمی از بعضی قوانین ژئومورفولوژیکی کیفی اساسی رافراهم کند. تا آن زمان آن بایستی مورد پذیرش قرار گیرد که قوانین کلیدی و اصولی از موضوعات به صورت شفاهی یا کلامی به جای ریاضیباقی بماند. ژئومورفولوژی هنوز هم یک مصرف کننده است به جای اینکه یک خلق کننده ایی از قوانین فیزیکی کمی باشد.
References
Chorley, R. J. , Dunn, A. j. and Beckinsale, R. P. (1964) The History of the study of landforms, vol. I, London: Methuen.
Hack, J. T. (1957) Studies of longitudinal profiles in Virginia and Maryland, US Geological survey professional page 294-B.
Haines-Young, R. and petch, J. (1986) Physical Geography: Its Nature and Methods, London: Harper and Row.
Harvey, D. (1969) Explanation in Geography, London: Edward Arnold.
Horton, R. E. (1945) Erosional development of steams and their drainage basins: hydro-physical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bullentin56, 275-370.
Paterson, W. S. B. (1981) the Physics of Glaciers, Oxford: Pergamon.
Playfair, J. (1802) Illustrations of the Huttonian Theory of the Earth, London: Cadell and Davies. Reprinted in Facsimile, G. W. White (ed. ) (1964), and New York: Dover.
Rhoads, B. L. and Thorn, C. F. (1996) towards a philosophy of geomorphology, in B. L. Rhoads and C. E. Thorn (eds) The Scientific Nature of Geomorphology. 115-143, Chichester: Wiley.
Rodriguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins: Chance and Self-organization, Cambridge: Cambridge University Press.
Shea, J. H. (1982) Twelve fallacies of uniformitarianism, Geology10,455-460.
Shreve, R. L. (1966) Statistical law of stream numbers, Journal of Geology 74,17-37.
Strahler, A. N. (1952) Dynamic basis of geomorphology, Geological Society of America Bulletin 63, 923-938
 
BARBARA A. KENNEDY             (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
LEACHING - شستشو
شستشو به معنای برداشت به صورت انحلال اجزاء اصلی به وسیله آب یا حلال­های نفوذ پذیر دیگرمی باشد. این تعریف معمولاً برای انحلال شیمیایی به کار برده می شود و برداشت به صورت یک مایع از طریق اجسامی که دارای خلل و فرج هستند مانند خاک و توده های سنگ، صورت می گیرد. شستشو معمولاً در یک زمینه وسیعی استفاده می شود، برای برداشت ترکیبات محلول از مواد زاید جامد یا استخراج فلزات یا نمک های سنگ معدن به کار می رود. مهمترین فاکتوری که تحریک یونی را تحت تاثیر قرار می دهد، مقدار آب موجود است و این هم به نوبه ی خود وابسته به یک تعداد فاکتورهای دیگر است. شتشو مستقیماً شرایط Eh-PH را که مواد معدنی را احاطه می کند را تحت تاثیر قرار می دهد بنابراین عناصری که در انحلال باقی خواهند ماند را مشخص می کند.
فاکتورهای دیگری که درجه شستشو یا هوازدگی را تحت تاثیر قرار می دهند شامل بافت، نفوذپذیری، محتوای کربنات اولیه، اقلیم واقع در قسمت سطحی خاک، رطوبت خاک، درجه حرارت خاک، تعرق گیاه و تخلخل مواد معدنی و عمق منطقه اشباع شده از آب زیرزمینی است. شستشو، تغییرات سنگ ها و رسوبات را تحت تاثیر قرار می دهد. بنابراین سنگ ها و رسوباتی که هوازده می شوند آن ها در سه بعد زیر سطح زمین دچار تغییرات می شوند.
لایه ها یا مناطقی از مواد معدنی که دچار تغییر می شوند، ممکن است به طور موازی اما با همگرایی و یا واگرایی کمی تا سطح زمین تشکیل شوند. شسشو مکانیسمی هست که یون های محلول و رس را از منطقه ای به منطقه دیگر منتقل می کند. این لایه ها یا منطقه هوازده ممکن است به صورت های مختلف تعریف شود. آن ها ممکن است از نظر فیزیکی، شیمیایی و کانی شناختی با لایه های مجاور خود تفاوت داشته باشد. برش عمودی یا قائم پشته ایی از این مناطق اغلب به یک پروفیل هوازده اشاره می کند. یک پروفیل خاک یک نوع پروفیل هوازده ایی است که افق ها یی را معین می کند. اصطلاحات توصیفی برای مناطق هوازده زمین شناسی تا مدت طولانی استفاده شد(e. g. Kay 1916; Kay and Apfel 1929; Leighton and MacClintock 1930; Frye et al. 1968).
Hallberg و همکاران( 1978) اهمیت استاندارد کردن اصطلاحات توصیفی منطقه هوازده و زیر تقسیمات واژگان را به وسیله مواد معدنی را بحث کردند. مطالعه اصطلاحات، رسوبات کواترنر را بر حسب رنگ شان و حضور یا فقدان از مواد کربنات محلولتوصیف می کند. در سنگی که دچار هوازدگی شده است، مناطق ممکن است بر اساس نسبت سنگ های مغزه به ماتریس هوازدگی تعیین شود( Ruxton and Berry 1957). نمونه هایی از این نوع پروفیل هوازدگی در شکل 102 توضیح داده شده است. چند اخطار موقعیکه اصطلاحات منطقه هوازده را بررسی می کنیمضرورری است. رنگ تا اندازه زیادی به عنوان یک توصیف گر حیرت آور است. زیرا مفاهیم مرتبط با شرایط منطقه هوازده مانند بی اکسیژن کردن (یا احیاء کردن) وکاهش یا ترکیب با اکسیژن می باشد.
دوم:اگر چه تماس های ناگهانی بین منطقه هوازده ممکن است همزمان با شکستگی های چینه شناسی باشد، تماس ها نمی توانند مرزهای چینه شناسی که موجود هستند را نشان دهند. برای نمونه یک منطقه کشت منفرد تا زمانی می تواند یک منطقه هوازده اکسیده زرد مایل به قهوه ایی غالبی باشد که بر روی یک منطقه دی اکسید شده خاکستری روشن قرار بگیرد. مناطق هوازده مرتبط با شرایط هیدرولوژیک مختلف هستند. در غیاب شستشوی مداوم، عملکرد مناطق هوازده به صورت سیستم بسته ایی عمل می کند که در آن هوازدگی شیمیایی متوقف می شود. میزان های شستشو در برآورد میزان های ناخالصیآب زیرزمینی و رشد گیاه مهم هستند. مواد شیمیایی آلیدر از دست دادن شستشو به صورت انحلال پذیری شان در افزایش آبمستعد هستند. بزرگترین ریسک برای شستشوی پرخطر و سریع، در مواد معدنی که نفوذپذیری بالایی دارند اتفاق می افتد. مانند ماسه هایی که مواد آلی کمی دارند یا اصلاً مواد آلی ندارند.
ظرفیت شسشوی، مختلف است اما علف کش ها معمولاً نسبت به قارچ کش ها بیشتر متحرک هستند و بایستی با مراقبت در مناطقی که دارای خاک های خیلی نفوذ پذیرهستند، به کار برده شود.

شکل 102: پروفیل هوازدگی در رسوبات(a) در سنگ( b) با پروفیل خاک توسعه یافته در مواد سطحی برای مقایسه. با تغییرات از Ruhe(1975).
محصولات پوششی( محصولاتی که کاشت می شود که به مدیریت فرسایش خاک، کیفیت خاک، آب و علف های هرز کمک می کند) و کشت نکردن زمین های کشاورزی می تواند در کاهش بعضی از مواد معدنی که از دست رفته است موثر باشد. بدون کنترل، شستشوی نیترات از طریق خاک ها و رسوبات به منابع آبی یک تهدیدی برای سلامتی انسان و آلودگی های محیطی است. همان طور که در بالا ذکر شده است تعیین کننده های رایج برای شستشو، بارندگی، میزان آن، شدت و مدت آن می باشد.
فقدان بارندگی می تواند منجر به انباشتگی اجزای اصلی محرک مانند کربنات و نمک های دیگر در خاک ها و رسوبات اقالیم خشک شوند. به طور معکوس افزایش بارندگی می تواند منجر به برداشت این اجزاء از رسوبات در بیشتر محیط های مرطوب شود. در زمین هایی که پوشش محصولات زراعی دارند و آبیاری مصنوعی انجام می شود، یک ابزار شستشو (LR) معمولاً پیشنهاد می شود. با استفاده از ابزار شستشو، بایستی از طریق منطقه ریشه شستشو شود تا شوری خاکرا در یک سطح خاصی کنترل کند. هدف تقویت کردن خاک مولد و تولید بدون تغییر در شوری در طول آبیاری می باشد.
References
Foth, H. (1984) Fundamental of Soil Science, New York: Wiley.
Frye, J. C. , Glass, H. D. and Willman, H. B. (1968) Mineral zonation of Woodfordian loesses in Illinois, Illinois State Geology Survey Circular 427.
Hallberg, G. R. , Fenton, T. E. , and Millery, G. A. (1978) Standard weathering zone terminology for the description of Quaternary sediments in Iowa, in G. R Hallberg (ed. ) Standard Procedures for Evaluation of Quaternary Materials in Iowa, Technical Information Series 8, 75-109.
Kay, G. F. (1916) some features of the Kansas drift in southern Iowa, Geological Society of America Bulletin 27, 115-119.
Kay, G. F. and Apfel, E. T. (1929) The Pre- Illinoian Pleistocene geology of Iowa, Iowa Geological Survey Annual Report 34, 1-304.
Leighton, M. M. and MacClintock, P. (1930) Weathered zones of the drift- sheets of Illinois, Journal of Geology 38. 28-53.
Ruhe, R. V. (1975) Geomorphology, Geomorphic Processes and Surficial Geology Boston, MA: Houghton Mifflin.
Ruxton, B. P. and Berry, L. (1957) Weathering of granite and associated erosional features in Hong Kong, Geological Society of America Bulletin 68, 1263-1292.
CAROLYN G. OLSON                    (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
LEAST ACTION PRINCIPLE - اصل حداقل عمل
فرم ها و الگوها در سیستم های طبیعی اغلب حاصل شرایط بهینه ایی می باشند که ذاتاً با بازده یا کارایی موثر مرتبط می شوند. در سیستم های حرکتی، بازده کارایی موثر و مطلوب، به وسیله کاهش عمل سیستم، به حداقل هزینه انرژی برای تکمیل کردن یک کار ویژه نیاز دارد. این اصل حداقل عمل در ابتدا به وسیله فیزیکدان متعددی که بیشتر وابسته به ریاضیات بودند به صورت فرمول در آمد که برجسته ترین آن ها افراد زیر بودند:
Pierre- Louis Moreau de Maupertuis(1698-1759), Leonhard Euler(1707-1783),Joseph Louis Lagrange(1736-1813),Sir Rowan Hamilton(1805-1865) ,Carl Gustav Jacob Jacobi(1804-1851)
آن شامل پیچیدگی ها ی ظریف و نادر روی قوانین نیوتن بود، برای فرمولهای متغیر از نیرو و حرکت استفاده نشد. اما در عوض کمیت های فیزیکال استفاده شد. در نتیجه آن اغلب آنالوگ های ساختاری بین مناطق مختلف از فیزیک را نشان می دهد و مشخص شد که در یکی کردن موضوعات و تئوریها در شاخه های مختلف علم مفید است( Lanczos,1968). تا اواخر قرن نوزدهم اصل حداقل عمل(LAP) یک برنامه موفقیت آمیز قابل اجرایی نه تنها در مکانیک کلاسیک بلکه همچنین در الکترودینامیک و ترمودینامیکداشت. به خصوص کارهایی که توسط Hermann von Helmholtz(1821-1894) انجام شد.
در طول قرن بیستم حتی بیشتر کاربردهای آن به طور گسترده ایی توسعه پیدا کرد. در دهه 1910 آلبرت انیشتن (1955-1879) معادلاتی از نسبت کلیاصل حداقل عمل(LAP)را استنباط کرد. در دهه 1940 Richard Feynmanکاربردهایی از اصل حداقل عمل( LAP) را در فیزیک کوانتوم به دست آورد و از آن به بعد فیزیکدانان دریافتند که اصل حداقل عمل( LAP)همچنین در زمینه تئوری های اصولی از فیزیک ذرات منجر به ایجاد فیزیک بنیادی می شود(Brown and Rigden,1993).
اصل حداقل عمل( LAP) همچنین به طور گسترده ایی خارج از فیزیک هم به کار گرفته شد. یک نمونه برجسته مطالعات George Zipf(1950-1902( بود. در زمینه اصل حداقل عمل( LAP) سعی کرد فرم قانون-قدرت را از قانون اش برای درک رفتار انسان ها بر پایه اصل حداقل تلاشاستنتاج کند. با قبول گسترده ایی از تئوری فرکتال در دهه 1970 قانون Zipfs خیلی مشهور شد وحتی به عنوان یکی از پدیده های ضروری طبیعت در نظر گرفته شد. آن تنها در توزیع کلماتاتفاق نیفتاد بلکه همچنین در رخداد شهرها، جمعیت ها، جنگل ها، گونه ها، خطوط ساحلی، سیل ها، زمین لرزه ها و تعدادی فرایندهای دیگر هم اتفاق افتاد.
Huang and Nanson(2000-2002) و Huang و همکاران(2002( کاربرد پذیری از اصل حداقل عمل( LAP)را در ژئومورفولوژی بررسی کردند. استنتاج تئوریکی شان از ارزیابی دامنه وسیعی از نمونه های موردی یا نمونه هایی که کار کردند نشان داده است که سیستم های رودخانه ایی که در آن اصل حداقل عمل( LAP)به صورت بازده حداکثر جریان حاکم است، یک بیان درستی را فراهم می کند از اینکه چرا روابط ژئومورفومتری هئدرولیک سرریزی به طور منظم در مناطق جغرافیایی مختلفی اتفاق می افتد. بیشتر کار بر اساس بررسی کاربردهایی از بازده حداکثر جریان تحت محدودیت های طبیعی مختلفی است که شرایط طبیعی را برای شکل گیری الگوهای مختلف رودخانه و شبکه زهکشی شان توضیح می دهد.
SEE ALSO: fractal; hydraulic geometry; maximum flow efficiency; models
 
References
Brown, L. M. and Rigden, J. S. (1993) Most of the Good Stuff- Memories of Richard Feynman, New York; American Institute of Physics.
Huang, H. Q. and Nanson, G. C. (2000) Hydraulic geometry and maximum flow efficiency as products of the principle of least action, Earth Surface Processes and Landforms 25,1-16.
Huang, H. Q. and Nanson, G. C. (2002) A stability criterion inherent in laws governing alluvial channel flow, Earth Surface Processes and Landforms 27, 929-944.
Huang, H. Q. and Nanson, G. C. and Fagan, S. D. (2002) Hydraulic geometry of straight alluvial channels and the principle of least action, Journal of Hydraulic Research 40, 153-160.
Lanczos, C. (1986) the Variational Principles of Mechanics, New York: Dover.
Schroeder, M. (1992) Fractals, Cbaos, Power Laws: Minutes from an Infinite Paradise, New York: Freeman.
Zipf, G. K. (1949) Human Behaviour and the Principle of the Least Effort, Boston, MA:Addison-Wesley.
 
HE QING HUANG AND GERALD C. NANSON                                                        (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
LEVEE لوه (خاکریز)
در میان مشخص ترین تولیدات رسوبی در کناره ساحل و در سطح دشت های آبرفتی دلتایی و رودخانه ایی و دشت های آبیسال زیردریایی، خاکریزهای طبیعی در مجاور کانال ها هستند. یک خاکریز طبیعی یک پشته گوه ایی شکل از آب مدفون شده و یا کانال هایی که در نتیجه ارتفاع گرفتن رسوبات به شکل مخروطی خیلی آرام در پهلوی حوضه های سیلابی تشکیل می شوند، می باشد. به طور متوسط خاکریزهایی که در امتداد بیشتر بازه های کانال خوب توسعه یافتند، موجود هستند. به جزء مواردی که جدید هستند یا نقل و انتقالات خیلی سریع دارند یا کانال های شاخه ایی با دانه های درشت هستند. مورفولوژی کانال ها وابسته به سن، اندازه کانال ها و همچنین به کانال های آبرفتی و دلتایی، ماکزیمم ارتفاعی که آب ها در طول سیل یا موج های طوفانی در برکه جمع می شوند، نوع پوشش گیاهی، اندازه دانه و میزان آبرفت گذاری کانال که یک کنترل ثانویه ایی را اعمال می کند می باشد. خاکریز بالاتر از دشت های سیلابی مجاور ارتفاع می گیرد و رنج آن از چند سانتی متر روی نهرهای جوان تا 5 متر در امتداد بخش های بالغ از رودخانه های بزرگ می باشد. ارتفاع گرفتن خاکریزهای زیردریایی معمولاً به وسیله حداقل 10 فاکتور، بزرگتر هستند. عرض خاکریزها تا اندازه زیادی قابل تغییر هستند. رنج آن از شکستگی های یک عرض کانال تا بیشتر از 10 برای موارد دلتایی و آبرفتی و 10 تا 20 برای خاکریزهایی زیردریایی می باشد.
در خاکریزهای آبرفتی و دلتایی، یکی از دو خاکریز اغلب به طور مششخصیمرتفع تر، وسیع تر یا عمیق تر هستند، بدون تغییرات سیستماتیک در امتداد یک کانال، خاکریزهای زیردریایی از نیمکره شمالی خاکریزهای دست راست ( وقتی به پایین دست رودخانه نگاه کنیم) اغلب مرتفع تر وگاهی وقت ها به اندازه سه نیمه هستند به خاطر اینکه تحت تاثیر نیروی کوریولیس قرار دارند. ویژگی های رسوب شناسی خاکریزها تا اندازه زیادی متغیر هستند به طور کلی می توان گفت که رسوب گذاری خاکریزها از ماسه های درشت و سیلت ها نزدیک کانال تا سیلت ها و رس های دور از مرکز بدون روند بافتی قائم می باشد.
خاکریزهایی که کانال های زیر دریایی را محدود می کنند تا اندازه زیادی شامل سیلت تا رس با ضخامت های اتفاقی بسترهای ماسه سنگ های با دانه بندی ظریف و فواصل پلاژیک می باشد. خاکریزها به وسیله انتقال رسوبات معلق از کانال به دشت های سیلابی از طریق دو مکانیزم انتشار و فرارفت بالا می آیند. انتشار اتفاق می افتد وقتی که گرداب های متلاطم گل آلود در امتداد مرز دشت سیلابی- کانال به سمت دشت سیلابی چرخش می کند و از سرعت آن کاسته می شود، اجازه می دهد دانه ها در فواصلی که به وسیله ژئومتری کانال، زبری دشت سیلابی، توزیع اندازه ذرات و ویژگی جریان تعیین می شود، مستقر شوند. فرارفت اتفاق می افتد وقتی که جریانات گل آلود کانال را ترک می کنند به طوریکه آب کانال در طول افزایش سیل ها و خارج از خمیدگی های مئاندر بر حواشی فائق می آید
References
Cazancli, D. and Smith, N. D. (1998) A study of the morphology and texture of natural Levees; Cumberland Marshes, Saskatchewan, Canada, Geomorphology2.
Klaucke, I. , Hesse, R. and Ryan, W. B. F. (1998) Seismic stratigraphy of the Northwest Atlantic Mid-Ocean Channel: growth pattern of a mid-ocean channel-levee complex, Marine and Petroleum Geology15, 575-585
RUDY SLINGERLAND                  (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
LICHENOMETRY - گلسنگ سنجی
گلسنگ سنجی یک تکنیکی از تعیین سن با استفاده از اندازه گیری یا سنجش گلسنگ می باشد که برای تعیین سن های نسبی و مطلق سنگ هایی که در معرض سطح زمین قرار دارند به کار برده می شود. ژئومورفولوژیست ها از آن به خصوص برای مورن ها و پیرایخساری (قسمت پرمافراست راببینید)لندفرم های محیط های آلپی و نواحی قطبی استفاده می کنند.
کاربردهای دیگر این روش در تعیین سن شامل حرکات دامنه ایی، سنگریزه و رودخانه های مسدود، برفسابی، بهمن ها و پوشش برفی، حرکات لرزه ایی، رسوبات کانال رودخانه، سطوح دریاچه ها، خطوط ساحلی، سواحل طوفانی و عوارض باستان شناسی می باشد. دامنه تکنیک تعیین سن وابسته به شکل گلسنگ، رقابت گلسنگ و محیطی که در آن واقع شده است، دارد. در مناطق معتدل بعضی از گلسنگ های پر برگ ممکن است 150 سال زنده بمانند، بعضی از گلسنگ ها مانندCrustoseها می تواند سن های بیشتر از 400 تا 600 سال را تخمین زنند. حتی در مناطق با عرض های جغرافیایی بالاتر سن های بیشتر از 1000 سال را هم تخمین زنند. همه داده ها می توانند تنها از طریق مشاهده قانع کننده باشند مگر اینکه به وسیله ی یک منبع مستقل معتبر شوند.
ادعاهایی برای تعیین سن از 8000 تا 9000 سال بر اساس داده های رادیوکربن برای مواد آلی زیر مورن ها مطرح شده است. اما چنین رنجی به خاطر هوازدگی سنگ، پیشروی پی در پی یخچالی و تغییرات اقلیمی غیر محتمل هستند.
گلسنگ ها تنها برای تعیین سن کم برای آخرین دوره از سنگ هایی که در معرض سطح زمین قرار دارند به کار برده می شود در حالی که تعیین سن های رادیو کربن برای داده های بیشتر یا بزرگتر به کار برده می شود. سه رویکرد اصلی در این زمینه توسعه یافته است:
رویکرد اول بر اساس ارتباط سن /اندازه بزرگترین گلسنگ ها است. دو رویکرد دیگر بر اساس توزیع فراوانی اندازه جمعیت است، یکی با استفاده از اندازه گیری هایی ازجمعیت بزرگترین گلسنگ روی سطوحیک دست و دیگری اندازه گیری هایی از کل جمعیت گلسنگ با یک جمعیتی که به وسیله سنگ های مجزای سطحشان تعریف می شود، می باشد.
 
نگرش ابتکاری (The original approach)
این نگرش را، Roland Beschel در سال 1950 پایه گذاری کرد، میزان رشد تجمعی گونه های گلسنگ به طور مستقیم از ارتباط سن /اندازه ریشه های گلسنگ های نزدیک به حالت دایره ای در حال رشد روی سطوحی که سن مشخصی دارند به دست می آید. طولانی ترین محورها از بزرگترین گلسنگ بر روی هر سطح به صورت نمودار ترسیم می شود. میزان رشد تجمعی گونه ها، با فرض بر اینکه که به وسیله منحنی ایی که از طریق بزرگترین سن/اندازه در توزیع رسم می شود، توصیف می شود. ممکن است تاخیری قبل از آنکه گونه شروع به اشغال کردن سطح تازه کنند وجود داشته باشد، ایجاد این دوره متکی بر طرح ریزی منحنی رشد ترسیم شده به محور زمان آن می باشد. ثبات این دوره بستگی به برآمدگی منحنی رشد بر محور زمانی اش دارد. سن مطلق یک سطح سنگ به وسیله برازش بزرگترین اندازه گلسنگ به منحنی رشد محلی به دست می آید . گلسنگ سنجی به طور مکرر به عنوان یک روش سریع ارزان و آسان برای استفاده در مناطقی که روش های تعیین سن دیگر وجود ندارد استفاده می شود. بنابراین آن اغلب به طور غلط به کار برده می شود و جواب آن در بهترین حالت هم سوال برانگیز است.
مروری بر روی تکنیک ها(Innes 1985) مشکلاتی که تشخیص گونه ها را در برگرفته است توصیف می کند، به خصوص آن هایی که در گروه Rhrzocapon زرد- سبز قرار دارند. آنها  شامل گونه هایی است که به طور فراوان در مطالعات گلسنگ سنجی استفاده شده و روش های مختلفی به کار گرفته می شود. بسیاری از این روش ها در تلاش برای حل ادعاهایی هستند، که برخاسته از پنچ فرضیه اولیه Beschels می باشند.
1-اندازه ریشه ارتباط با سن دارد
2- اشغال تقربیاًبعد از اینکه سنگ در معرض هوا قرار گرفت، اتفاق می افتد.
3- بزرگترین ریشه ها اجزای اصلی از جمعیتشان هستند.
4- تغییرات در میزان رشد به علت اختلافات زیستگاهی با انتخاب بزرگترین ریشه های در حال رشد در شرایط بهینه، به حداقل میرسند.
5- شناسایی گونه هایی دقیق در زمین
فرضیات تقریبی وجود دارد به خاطر اینکه میزان رشد گونه ها در طول زمان و مکان متفاوت هستند. حساسیتشان وابسته به زیستگاه و اقلیم و شناسایی شان به طور آشکار برای غیر متخصصین مشکل است. علاوه بر این اگر چه گلسنگ ها می توانند از لحاظ فرض علمی تقربیاً یک سطح سنگ لخت رااشغال کنند، این ممکن نیست اتفاق بیفتد تا زمانی که سطوح هوازده شوند. در نتیجه هم میزان رشد و هم تاخیر قبل از اشغال در هر سایت تعیین سن ایی بایستی تائید شود. یک مشکل دیگر در مکان هایی است که هیچ سطوح تعیین سن شده ایی برای کالیبره کردن میزان رشدوجود ندارد. مشکلات اضافی دیگری برای این رویکرد، در طول توسعه اشپدید آمد که نتیجه ی تصور غلط از طبیعت رشد گلسنگ و ابهامات در اصطلاحات علمی بودند. دو اصطلاحی که سبب بزرگترین ابهام می شوند عبارتند از "دوره بزرگ" و "فاکتور گلسنگ. "
Beschel(1961(رشد گلسنگ را به صورت حلقوی توصیف می کند: شروع خیلی آهسته ایی دارد سپس با ریشه های زیادی یک دوره طولانی ( محدود به چند دهه) سرعت میگیرد، پیش از آنکه سرعتش به یک مقدار پایدار درازمدت کاهش یابد. به هر حال ژئومورفولوژیست ها به خاطر کمیابی ریشه های جوانتر بر روی سطوحی با سن مشخص در منطقه ی مورد مطالعه شان، اغلب بخش اولیه از منحنی رشد رااز دست می دهند و فرض می کنند که دوره طولانی به وسیله رشد خطی در کل دوره تاریخی، که ممکن است حدود 300 سال طول بکشد، نشان داده می شود و به دنبال آن ظاهراً کاهش رشد رخ میدهد، تنزل یا کاهش به وسیله یک منحنی ترسیم شده از طریق ارتباط های خیلی کم سن رادیو کربن اندازه/ گلسنگ پیشنهاد می شود. ولی همان طور که در بالا اشاره شد، رادیو کربن نمی تواند به طور قابل اعتمادی برای تعیین سن آخرین دوره مورن ها که در معرض سطح قرار دارند استفاده شود و بنابراین منحنی های رشد ممتد که بر این اساس ساخته می شود سوال برانگیز هستند .
 این تصورات غلط در مبهم شدن معنی" فاکتور رشد" نقش دارند، اصطلاحی که در بسیاری از مطالعات برای توصیف میانگین مقادیر ماکزیمم رشد در 100 سال به کار برده می شود و این مسئله بر خلاف نظریه Beschels(1961) است که در هنگام محاسبه یک فاکتور گلسنگ، دوره بزرگ نبایستی در نظر گرفته شود و اینکه میانگین گیری نمی تواند میزان رشد را توصیف کند. این به خاطر خط راستی است که از منشاء آن ترسیم شده است و پیش بینی شده است در 100 سال تنها یک منحنی حلقوی را در یک مکان قطع خواهد کرد. قصد Beschels این بود که فاکتور گلسنگ بایدبه عنوان یک وسیله اندازه گیری Hygrocontinentality(رطوبت مناطق قاره ای) استفاده شود و او این اصطلاح را به عنوان گرادیان سرعت رشد تعریف کرد که به وسیله بارندگی های کم در عرض های بالا تولید می شوند، که می تواند شاخص مفیدی در هنگام برنامه ریزی آب بندان های کوهستان باشد واو هشدار داد که هیچ استانداردی از سرعت رشد را نمی توان در سرتاسر یک منطقه بزرگ انتظار داشت.
نگرش های اندازه فراوانی جمعیت (Population size-frequency approaches)
در تلاش ها برای رفع بعضی ابهامات در فرضیات اولیه و تهیه یک اندازه گیری از تعیین سن مطلق، دو نگرش اندازه- فراوانی جمعیت توسعه پیدا کرده اند. در حالت اول منحنی مرکب برای توزیع فراوانی نمونه های بزرگ از طولانی ترین اندازه گیری های محوری بزرگترین گلسنگ های در حال رشد روی سطوح با سن های یکنواخت محاسبه میشود. منحنی می تواند به مجموعه های ریزتری تقسیم شود که حوادث مجزایی را در راستای سن نسبی شان توصیف می کند. جایی که سن های مطلق مورد نیاز هست، منابعی از بزرگترین گلسنگ ها روی سطح خارج، بر خلاف تاریخ هایی از حوادث تاریخی، رسم می شود یا پسروی پیدا می کند تا یکمنحنی رشد محلی به دست آید. چنین منحنی ایی به هر حال، سوال برانگیز است و نیازمند تست های دقیق قبل از پذیرش است.
از مزایای این رویکرد این است که می تواند برای تحقیق تاریخ لرزه ایی و سطوح بزرگاستفاده شود. روش های آماری با خطای محدود و مدلسازی می توانندبه کار روند وگلسنگ های غیر عادی( چه به هم آمیخته چه بازمانده هایی از یک جمعیت پیشین) به احتمال کمتری ممکن است که اطلاعات را خراب کنند.
در نگرش دوم فراوانی- اندازه، طولانی ترین اندازه گیری محوری از کل جمعیت گلسنگبا جمعیت در حال رشد روی سطوحی با ویژگی و سنگ شناسی مشابه گرفته می شود و شامل کمتر از 30 مورد منفرد نمی شود اما به طور ایده آل متجاوز از صد تا هم می شود. (تست های آماری می توانند استفاده شوند تا نشان دهند که جمعیت های کوچک تر ممکن است کجا جمع شوند). تغییرات در شکل توزیعات فراوانی-اندازه جمعیت های یک نمایی، سن نسبی جمعیت را نشان می دهد. توزیع های دو- یا چند-مدلی تغییرات سطح را نشان می دهند که تا اندازه ای ریشه های گلسنگ را برداشتهاند و برای اشغال گران جدید فضا فراهم کرده اند. ریشه های جدا شده ی بزرگ ممکن است زنده بمانند و یا به طور غیر عادی رشد کنند.
مزایای این رویکردشبیه مزایای رویکرد بزرگترین فراوانی - اندازه گلسنگ هستند. اما در این مورد تاریخ اشغال کامل یک تخته سنگ منفرد به وسیله توزیع جمعیتش نشان داده میشودو مقایسه تاریخ اش با تاریخ هایی از سطوح محاصره کننده دیگر بینشی در اثرات میکرومحیطی فراهم میکند که برای مثال نشان میدهد که میزان اشغال روی سطوحی از جنبه های مختلف متفاوت است. بنابراین، تاخیر اشغال گری باید پیش از تاریخ زدن نزدیکترین و دورترین وجه های مبدا مورن ها باید مورد بررسی قرار گیرد.
محدودیت این دو نگرش این است که تعداد خیلی زیادی از اندازه گیری های گلسنگ نیاز است و کیفیت سن مطلق وابسته به اعتماد منابع تعین سن مطلقمی باشد. در نتیجه هیچ کدام از رویکردهای فراوانی- اندازه، نتیجه دلخواهی از وضعیت مطلوب وابستگی کامل در تعیین سن مطلق را به دست نمی دهد. اما به هر حال به خاطر دسته های بزرگ اطلاعات، ابهامات در فرضیات اولیه خیلی مهم نیستند. گلسنگ سنجی یک ابزار تعیین سن نسبی قابل اطمینان است و اگر با دقت مناسب از آن استفاده شود، می تواند یک بینش روشن کننده ای درباره فرایندهایی شکل دهنده ی زمین فراهم کند، به خصوص اگر این تکنیک در مناطقی در بعضی چهارچوبهای تعیین سن مستقل می تواند استفاده شود، برای نمونه در ثبت های تاریخی. در این موارد سن مطلق، فراوانی ها و میزان تغییرات می تواند با درجه منطقی از اطمینان ایجاد شود.
 
References
Beschel, R. E. (1961) Dating of rock surfaces by lichen growth and its application to glaciology and physiography (lichenometry), in G. O. Raasch (ed. ), Geology of the Arctic II. 1st International Proceedings, Arctic Geology, 1044-1062, Toronto: University of Toronto Press.
Innes, J. L. (1985) Lichenometry, Progress in Physical Geography9, 187-254.
Further reading
Beschel, R. F. (1973) Lichen as a measure of the age of recent moraines, Arctic and Alpine Research 5, 303-309.
Bull, W. B. , King, J. , Kong, F. , Moutoux, T. and Phillips, W. M. (1994) Lichen dating of coseismic landslide hazards in alpine mountains, Geomorphology10, 253-264.
McCarroll, D. (1993) Modelling late –Holocene snow- avalanche activity: incorporating a new approach to Lichenometry, Earth Surface Processes and Landforms 18, 527-539.
Winchester, V. and Harrison, S. (1994) A development of the Lichenometric method applied to the dating of glacially influenced debris flows in Southern Chile, Earth Surface Processses and Landforms19,137-151.
 
VANESSA WINCHESTER           (مترجم:  سمیه عمادالدین)
 
 
دفعات مشاهده: 71 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 0.12 seconds with 885 queries by yektaweb 3506