[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 Mechanics تا Mining ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۴ | 
-MECHANICS OF GEOLOGICAL MATERIALS مکانیک مواد زمین شناختی
قوانین مربوط حرکت نیوتون، اساس و پایه علم مکانیک را بوجود آورده است. مکانیک مواد زمین شناختی بیشتر شامل رشته خاصی از مکانیک است که مکانیک پیوستار نامیده می‌شود. در مکانیک پیوستار از همان قوانینی که در حرکت اجرام مجزا و غیر وابسته مانند سیارات و توپ‌های بیلیارد حاکم است، استفاده میگردد. در مکانیک پیوستار به تغییر شکل داخلی اجرامی که نمی توانند به عنوان اقلام مجزا بررسی گردند نیز پرداخته می‌شود.
نمونه های آشنای ژئومرفولوژی اجرامی که قابل تغییر شکل هستند و میتوان با استفاده از مکانیک پیوستار آنها را تجزیه و تحلیل کرد شامل آبهای جاری در رودخانه‌ها  و خاک‌های در حال حرکت بطرف پائین شیب‌ها هستند. در زمان بررسی چنین اجرامی فرض اصلی بر آنست که اجزای تشکیل دهنده ماهیت آنها (مثل مولکولهای آب و ذرات خاک) از نظر پدیده قابل روئیت بودن، بسیار کوچک هستند. جریان آب یا حرکت ذرات خاک در شیب‌ها دارای تبادل گشتاور میان میلیاردها مولکول آب یا ذرات خاک است و بنابراین امکان ندارد که حرکات جداگانه و منفرد مولکولها و ذرات را به منظور بررسی و پیش بینی حرکت عملکرد کل مجموعه توسط آنها تجزیه و تحلیل نمود. روش منطقی تجزیه و تحلیل عملکرد مجموعه ذرات خاک و مولکولهای آب، بررسی آنها بعنوان یک مجموعه واحد تغییر شکل ناپذیر و یا پیوستار میباشد.
منابع علمی جالب زیادی درباره معرفی مکانیک پیوستار تهیه شده است. نمونه‌های آن شامل رسالات دقیق ریاضی(Malvern 1997) و کتاب‌های مقدماتی به منظور ارائه به محققین علاقمند به علوم زمین (Wilcock 1994 Middleton and  ) میباشند. کتابی که غالبا نادیده گرفته شده ولی دارای اطلاعات بسیار زیاد است و کتاب کوچک اصیل و کلاسیکی است که توسط جاگر در سال 1971 نوشته شده است.
قوانین حفاظت پیوستار (Continuum conservation laws)
اصول بنیادی مکانیک پیوستار زمین شناختی شامل حفاظت جرم، گشتاور و انرژی میباشد. گرچه حفاظت از هر دوی گشتاور و انرژی در هر موقعیت زمین شناختی بکار برده میشود، ولی حفاظت گشتاور بطور کلی اصل مفیدتری می‌باشد زیرا گشتاور یک بردار کمی است و شامل اطلاعاتی درباره جهت حرکت میباشد درصورتیکه انرژی یک ابزار اندازه‌گیری می‌باشد. در هر صورت اگر اثرات گرمائی و یا تغییرات حالت (مثل ذوب شدن یخ و یا تشکیل یخ) مهم باشند، حفاظت از انرژی هم باید بطور صریح علاوه بر حفاظت از گشتاور و ماده در نظر گرفته شوند.در مبحث زیر فرض بر آنست که اثرات گرمائی قابل اغماض هستند و تاکید کامل بر عملکرد سازکارهائی است که فقط با حفاظت گشتاور و توده جرم انجام میگیرد.
معادلات اساسی، حفاظت توده جرم و گشتاور، عملکرد را در چهار بعد (فضا و زمان) توضیح میدهد و آنها را بدون توجه به ترکیب یا حالت (جامد، مایع یا گاز) برای هر توده جرم پیوستار و زنجیره ای بکار می‌برد. معادلات را میتوان با نماد بردار ریاضی بصورت زیر نوشت :
حفاظت جرم  : ∂ρ/∂t + .ρv = 0
شدت موضعی افزایش جرم + شدت انتشار جرم بعلت تغییر شکل =0
حفاظت گشتاور  : ρ ∂v/∂t + ρv . v
شدت موضعی گشتاور + شدت انتشار گشتاور بعلت تغییر شکل = نیروی اعمال شده بوسیله گرانش + نیروی واکنش داخلی (تنش)
در این معادلات، متغیرهای وابسته شامل ρ دانسیته موضعی در اجرام پیوستار و ν بردار سرعت موضعی هستند که میتواند بعنوان کارکرد وضعیت تغییر کند وt  زمان میباشد. در بسیاری از پدیده های ژئومرفولوژیک تنها نیروی محرک "نیروی جرم" به واسطه شتاب گرانشی (g) میباشد. در صورت لزوم هم میتوان نیروهای تحمیلی بیشتری در نظر گرفت.
 آخرین کمیت در معادله حفاظت از گشتاور، تنش T یعنی نیروهای واکنشی (بر واحد سطح) در یک جرم تغییر شکل پذیر است که در نتیجه برخورد بین نیروی محرک و شتاب های موضعی ایجاد میشود.بر خلاف اجرام سخت، که در آنها کنش و واکنش بعلت نیروی محرکه گرانشی و شتاب میباشد و میتوان از قانون دوم نیوتون در آنها استفاده کرد، اجرام تغییر شکل پذیر و پیوستار میتوانند با تولید تنش‌های داخلی با نیروهای خارجی واکنش داشته باشند. بنابراین مسئله تنش در مکانیک پیوستار کلیدی و مهم است و تمام  محققین ژئومرفولوژی طببیعی باید به آن آشنائی و تسلط داشته باشند. بطورکلی تنش یک کمیت تانسور درجه 2 است (با ماتریس 3×3 ریاضی نشان داده می شود) و کشنده تنش یک متقارن[1] است که نیاز به معادله گشتاور زاویه دار جداگانه ای را علاوه بر معادله گشتاور خطی فوق الذکر را از بین میبرد.منابع آموزشی بسیاری در رابطه با تنش و کشنده درباره متون علوم زمین شناسی نوشته و وجود دارند و یکی از آنها نوشته مینز در سال 1976 است.
یکی از شکلهای مهم و عمومی تنش بنام "ابهام ایستا"[2] است. چنین شرایطی حکم میکند که حتی اگر یک ماده پیوستار بی حرکت باشد و معادله گشتاور فوق به شکل  ρg + .T = 0 کاهش یابد، تنش ها را نمیتوان بدون مشخص کردن یک "معادله وضع شده ساختاری" که مکانیسم تولید فشار را بصورت مختصر نشان میدهد، محاسبه کرد. تنها تجزیه و تحلیلهای مکانیسمی که در آنها میتوان ابهام ایستائی و نیاز به معادلات ساختاری را در نظر نگرفت، تجزیه و تحلیل هائی هستند که در آنها فرض شده تنش فقط در یک جهت تغییر میکند. این تجزیه تحلیل های "یک بعدی" گرچه برای ایجاد آگاهی و بینش مناسب است اما به ندرت برای مدلهای دقیق پدیده های ژئومرفولوژیکی چند بعدی مناسب هستند.
 
معادلات ساختاری و علم جریان و تغییر شکل مواد(Constitutive equations and rheology)
دو شاخه اصلی مکانیسم پیوستار (مکانیسم مواد جامد و مکانیسم مواد سیال) از طریق بررسی مکانیسم‌های مختلف که در آنها مواد جامد و مواد سیال (مایعات و گازها) ایجاد تنش  می‌کنند، پدید آمده است. در مکانیک مواد جامد، بررسی اصلی این بوده است که در آنها برای تغییر شکل های خیلی کم، تنش متناسب با بزرگی تغییر شکل (یا بطور دقیق متناسب با بزرگی کشش که ممکن است با تغییر شکل با جزئی ظریف فرق داشته باشد) میباشد.برای اولین بار رابرت هوک (1703-1635) بررسی‌های کمی انجام و اطلاعات با عدد و رقم نشان داده شده و منجر به ایجاد یک تئوری کشسانی خطی یا کشسانی هوک شده است. یک اصل کلیدی مشابه آن نیز توسط ایزاک نیوتون (1727-1642) ارائه شده و آن اصل این بوده که سیالات طوری تغییر شکل میدهند که تنش کاملا متناسب با مقدار تغییر شکل باشد و در نتیجه با آزمایشات تائید شده، این اصل به تئوری خطی (یا نیوتونی) جریان سیالات ویسکوز و گرانروی منجر شد.
معادلاتی که ارتباط اثر تنش برتغییر شکل را بیان میکنند، معادلات ساختاری مینامند زیرا این معادلات چگونگی تغییر مواد تشکیل دهنده جرم (علم سیلان شناسی) بر اثر نیروهای واکنشی داخلی که ایجاد تنش ایجاد می‌کنند را بیان میکند. عملا معادلات ساختاری، مثل مدلهای رئولوژی، جایگزینی برای تبادل گشتاوری، که در مقیاسهای خیلی کوچک اتفاق می افتند و نمیتوان با مشاهده آنها را بررسی کرد (مثل مشاهده عینی گشتاوری برخورد مولکولهای آب در یک جوی آب)، میباشند.
معادلات ساختاری برای مواد جامد کشسان خطی و سیالات ویسکوزی خطی را میتوان به شکلهای ساده زیر نوشت :
(رفتار الاستیک خطی )  T = ξD
(رفتار ویسکوز خطی )   T = Dʹ
در این معادلات ξ ضریب کشسانی، ŋ ویسکوزیته جنبشی، D تغییر شکل و مقدار تغییر شکل را نشان میدهند. در تمام سیالات، معانی این معادلات و تعریف های D وʹD (که کمیت های کشنده مثل تنش هستند) را با جزئیات بطور دقیق تشریح کرده اند و تاکید کرده‌اند که اینگونه معادلات ساختاری معروف، بطور مستقیم ارتباط بین تنش و کمیت‌های قابل اندازه گیری بزرگ مثل D و را بیان میکنند.
تنش‌های سیالات سطح زمین مثل آب و هوا را می‌توان با دقت مناسب توسط معادله ساده ساختاری که رفتار خطی و ویسکوزی را توضیح میدهد نشان داد و همچنین فشارهای سنگ‌های جامد را با دقت خوب توسط  رفتار خطی کشسانی (در صورتیکه سنگ‌ها شکستگی نداشته باشند) بوسیله معادله ساده ساختاری مشخص کرد. در هر حال، بسیاری از موادی که در ژئومرفولوژی با آنها مواجه میشویم به این سادگی نیستند. سنگ‌ها، خاک‌ها و رسوباتی که بسیار غیر قابل تغییر شکل دیده میشوند (مثل یک رانش زمین)، نه رفتار خطی  ویسکوزی و نه رفتار خطی کشسانی از خود نشان میدهند و برای چنین رفتاری معادلات ساختاری متنوع دیگری پیشنهاد کرده‌اند ولی در این قسمت فقط در مورد مهمترین معادله، یعنی مدل کولومب بحث میگردد.
آزمایشات اثبات کرده است که تنش‌های وارد بر خاک‌ها، رسوبات و سنگ‌های خرد شده، که باعث تغییر شکل زیاد میگردند، از طریق شکل پذیری تنظیم میگردند تا از ارزش‌ها جدا از بزرگی یا شدت تغییر شکل دهنده‌ای آنها، حفاظت و نگهداری کنند. اینگونه تنش‌های محدود کننده با بازدهی شکل دهندگی بطور اساسی از طریق اصطکاک بعلت سائیده شدن و درگیر شدن با ذرات جانبی و کناری و به میزان کمتر به پیوندهای چسبندگی بین ذرات بستگی دارند.
در سطوح برشی تنش برشی محدود کننده (T)  به شرح زیر بیان شده است :
رفتار شکل پذیر کولومب                                                              T = σ tan Ф +C
این معادله برای اولین بار توسط چارلز آگوستین کولومب (1806-1736) بصورت یک اصل بیان و آزمایشات زیادی توسط آن انجام شده ولی تفسیر و توضیحاتی که بطور مستقیم در مورد معادلات خطی کشسانی و ویسکوزی قبلا بیان شده در مورد آن ارائه نشده است. با این وجود، مدل کولومب برای تجزیه برای تجزیه و تحلیل پدیده هائی مثل رانش زمین، جریان واریزه ها و حرکت تکوینی و آغازین ذرات جمع شده در کف جویبارها بسیار مفید بوده است.
 
 شرایط آغازین و مرزی (Initial and boundary conditions)
مکانیک پیوستار علاوه بر قوانین حفاظت و معادلات ساختاری، به شرایط آغازین که پدیده ها را از نظر زمان جدا و همچنین به شرایط مرزی که پدیده ها را از نظر مکان جدا میکند نیاز دارد. (برای مثال برای تجزیه و تحلیل مکانیسمهای رفتار یک سیلاب لازم است در ابتدا ژئومتری بستر کانال و چگونگی توزیع ارتفاع سطوح آب و سرعت جریان سیلاب را قبل از شروع سیلاب مشخص کرد. با مشخص کردن مناسب اینگونه "شرایط معین" میتوان در بررسی مساله اصلی مدلسازی مکانسیم موفق بود زیرا پدیده های ژئومرفولوژیکی به ندرت جدا از محیط دربرگیرنده آنها اتفاق می افتند. در هر حال، تجزیه و تحلیل مکانیسمی اینگونه سیستمهای ژئومرفولوژیکی "باز" میتواند، در صورتیکه شرایط معین با دقت کافی مشخص شده باشند، افزایش بینش کلیدی داشته باشند (Iverson 2003 ( .
 
References
Iverson, R.M. (2003) How should mathematical models of geomorphic processes be judged? in P.R. Wilcock and R.M. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, Washington, DC: American Geophysical :union:.662
Jaeger, J.C. (1971) Elasticity, Fracture and Flow with Engineering and Geological Applications, London: Chapman and Hall.
Malvern, L.E. (1997) Introduction to the Mechanics of a Continuous Medium, 2nd edition, Englewood Cliffs: Prentice-Hall.
Means, W.D. (1976) Stress and Strain (Basic Concepts of Continuum Mechanics for Geologists), New York: Springer-Verlag.
Middleton, G.V. and Wilcock, P.R. (1994) Mechanics in the Earth and Environmental Sciences, Cambridge: Cambridge University Press.
 
RICHARD M. IVERSON               (مترجم: امید بیات)
  - MEGAFAN مگافن
مگافن ها رخساره های سیلابی بزرگ هستند که توسط هورتون و دکس (2001) بصورت زیر تعریف شده اند :
"مگافن های سیلابی عناصر اصلی حجمی را در حوضه های رسوبی نزدیک به کمربندهای کوهستانی تشکیل میدهند. یک مگافن توده بزرگ (103-105 km2) و بادبزنی شکل نهشته‌های کلاستیک رسوب کرده بوسیله یک سیستم رودخانه‌ای (با تحرک جانبی) می‌باشند که از نقطه خروجی یک شبکه زهکشی کوهستانی بزرگ سرچشمه گرفته است.  مگا فن‌های سیلابی جدید در سیستم های حوضه پیشکوهی[3] در مناطق غیر دریائی و در خروجی رودخانه‌هائی که نوار چین خوردگی[4] را زهکشی می‌کنند، بخصوص در هیمالیا و شمال آند، شناخته شده اند. اگرچه مگافن های سیلابی از نظر موقعیت دامنه پیدمنت، ژئومتری مسطح، رسوبگذاری وابسته بهگسترش فروشیب[5] و یک خروجی زهکش به مخروطه افکنه‌های گرانشی و مخروط افکنه‌های رودخانه‌ای مشابه هستند، اما مگافن‌های سیلابی بوسیله اندازه بزرگتر آنها (مساحت مخروط افکنه‌ها به ندرت از 250km2 تجاوز میکنند)، شیب کمتر، وجود مناطق دشت سیلابی و فقدان جریان رسوبات گرانشی مشخص شده اند.
واژه فن انتهائی معمولا برای یک سیستم سیلابی بزرگ پخش کننده بکار رفته است که در آن آب سطحی نفوذ میکند و تبخیر میشود قبل از آنکه بتواند از سیستم خارج شود. یک مگافن سیلابی بنابراین جایی میتواند "انتهائی" در نظر گرفته شود  که کانال‌های سیلابی قبل از رسیدن پهنه‌های آب خشک شوند. اگرچه مگافن های سیلابی بطور مشخص مربوط به خروج یک رودخانه کوهستانی بزرگ به یک دشت آبرفتی مسطح است، تکوین چینه نگاری آنها در حوضه‌های غیردریائی پیشکوهی ممکن است وابسته به متغیرهائی مانند جریان رسوب، خروج آب، اندازه حوضه زهکشی، لیتولوژی حوضه آبخیز و شدت فرونشینی[6] باشد، عواملی که در نهایت بوسیله تکتونیک، فرآیندهای اقلیمی و ژئومرفیک کنترل شده اند."
اسامی دیگر شامل مخروط مگا[7] ، دلتا زمینی، مخروط افکنه خیس و فن جریان گیسوئی[8] هستند. برخی مگافن های موثر در ضلع شمالی دشت گنگ در هندوستان قرار دارند. آنها از هیمالیا تغذیه شده اند و ممکن است طی پلیستوسن پایانی، زمانی که رسوبات دانه درشتتر و تخلیه آب و رسوب فراوان مهیا بوده است، تشکیل شده باشند (Shukla et al. 2001)
تمام مخروطه افکنه ها در چنین موقعیت واضح و مشخصی مانند مخروطه افکنه‌های پیشکوههای آند و هیمالیا وجود ندارند. برای مثال، فن اوکاوانگو[9] در شمال بوتسوانا در یک گرابن تجمع پیدا کرده و بوسیله یک رودخانه سینوسی/ مئاندری در مقایسه با سیستم جریانات گیسوئی رسوب کرده است(Stannistreet and McCarthy 1993).
 
References
Horton, B.K. and DeCelles, P.G. (2001) Modern and  ancient fluvial megafans I. The foreland basin system of the Central Andes, southern Bolivia: implications for drainage network evolution in fold-thrust belts, Basin Research 13, 43–63.
Shukla, U.K., Singh, I.B., Sharma, M. and Sharma, S. (2001) A model of alluvial megafan sedimentation: Ganga Megafan, Sedimentary Geology 144, 243–262.
Stannistreet, I.G. and McCarthy, T.S. (1993) The Okavango Fan and the classification of subaerial fan systems, Sedimentary Geology 85, 115–133.
 
A.S. GOUDIE                (مترجم: امید بیات)
 - MEGAGEOMORPHOLOGYمگا ژئومورفولوژی
واژه مگا­ژئومرفولوژی در سال 1981 جهت مشخص کردن یک کنفرانس در لندن مربوط به گروه تحقیقات ژئومرفولوژیکی بریتانیا معرفی شده است (Gardner and Scoging 1983). هدف اصلی این بود که این واژه برای ژئومرفولوژی در مقیاس تکتونیک صفحه­ای، تکوین زیست شناختی و تغییرات اقلیمی بزرگ به کار رود. بدین‌گونه، این واژه به تمام چشم انداز، طی تاریخ میلیونها ساله زمین، در زمینه تکوین تکتونیک قاره ای یا بزرگ-منطقه ای مرتبط است. در سال 1985 کنفرانسی دیگر، با عنوان مگا ژئومرفولوژی جهانی، در اوراکل آریزونا سازماندهی شد و این نشست بعدا مطالعه ژئومرفولوژیکی در بزرگترین مقیاس زمانی و مکانی را تصحیح کرد (Baker and Head 1985). موضوعات ویژه مربوط کنفرانس اوراکل کاربرد روشهای دورسنجی مداری جهت تولید نقشه ها و آنالیزهای جهانی، مطالعات آشکارسازی مقیاس قاره‌ای، روابط ژئومرفولوژی با تکتونیک منطقه ای، تغییرات محیطی جهانی و ژئومرفولوژی سیارات سنگی دیگر اطراف زمین بود. موضوع آخر بخصوص در موضوعات فلسفه و تاریخی اهمیت دارد. تاریخچه مطالعه ژئومرفولوژیکی زمین با دانشمندانی که در حال بررسی محیط نزدیک بودهاند آغاز شده و سپس تعمیم جهت توضیحات برآن مشاهدات، در مقیاس بزرگتر انجام شده است. در مقابل، مطالعه سطوح سیارات سنگی دیگر اغلب در بزرگترین مقیاس فضائی از طریق ابزارهای دورسنجی ماموریت های فضائی آغاز میشود. فهم ژئومرفولوژیکی مریخ و ناهید، شبیه ترین سیارات به زمین، در مقیاس بزرگ آغاز شده، در حالیکه شناخت سطح زمین در مقیاسهای کوچک آغاز شده و فقط بعد از تاریخ طولانی مشاهدات انسانی به مقیاس بزرگ تبدیل شده است. نتیجه این تاریخچه سازماندهی کردن تئوریهائی است که اخیرا بررسی ژئومرفولوژیکی به حدی محدود کننده ملزم میکند(Baker and Twidale 1991; Baker 1993). مگا ژئومرفولوژی موقعیتی جهت شکستن محدودیت ها و توسعه مجموعه تئوریهای جدید حاصل کرده است. پیامدهای ترکیب مقیاس و دیدگاه بوسیله یک مطالعه در انگلستان نشان داده است که برای اوائل دهه 1980، 75 درصد تحقیقات ژئومرفولوژیکی به مطالعات مقیاس کوچک، فرآیندهای جدید  و 15 درصد به مطالعات کواترنری مربوط بوده است  (Gardner and Scoging 1983). تاکید بر مقیاس کوچک زمان و فضا یک دیدگاه معرفت شناختی کاهشی را نشان میدهدکه فرض میکند مطالعات مقیاس کوچک بر زمان جهت ایجاد یک تئوری کامل خواهد بود. مطالعات مقیاس کوچک فرآیندهای معاصر همچنین به حداقل رساندن نقش ژئومرفولوژیکی فرآیندهای نادر و بسیار بزرگ گرایش دارند چون این فرآیندها دور از امکان اندازه گیری مستقیم بوده و مخرب تلاشها جهت اندازه گیری هستند (Baker 1988). در مقابل و همانطوریکه در شکل 107 نمایش داده شده است، فرآیندهای مسئول برای لندفرمها و لنداسکیپ ها فراتر از یک دامنه وسیع زمانی و مکانی عمل میکنند. علاوه بر این، پاسخ‌ها به این فرایندها موجب توسعه بیشتر زمان و فضا به منطقه عملیات طبیعی مناسب برای تغییرات ژئومرفولوژیکی می‌گردد. یک نتیجه گیری مهم اینست‌که، مطالعات فرآیندهای معاصر ارزش اندکی در ارزیابی نکوین لنداسکیپ ها دارند(Church 1980).

شکل 107: ارتباط های مقیاسی برای فرایند های ژئومورفولوژیکی( برگرفته از گری، 1982).
 
بسیاری از سیستم های ژئومرفولوژیکی غیر خطی هستند با آستانه هائی که پاسخهای ناچیز در مقیاسهای فرایند وارد میکنند که به آسانی در صحرا اندازه گیری میشوند، درحالیکه فرآیندهای وابسته نادر و بسیار بزرگ هستند (Baker 1988). بحث ها در مورد منشاء گرزمین های کانالیزه شده در شرق واشنگتن در دهه 1920 این مسئله را نشان میدهد چون شامل فرآیندی بسیار بزرگ شده بود (Baker 1978). به این دلیل است که فرآیند بزرگ سیلابی برای گرزمین های کانالیزه شده شناخته و فهمیده شده است و کار بعدی قادر است که نشان دهد آن مگا سیلابهای فروشکن نقش غالب در توسعه لنداسکیپ برای بخشهای دیگر زمین و تا حدی بطور شگفت‌انگیز برای بخشهائی از مریخ داشته اند (Baker 2002).
در مگاژئومرفولوژی جدید، کاربرد وسیع مشاهدات جهانی از فضاپیما که دارای تنوع ابزارهای عکسبرداری و دورسنجی و شامل عکسبرداری چند طیفی است و، رادیومترها و رادارها را بکار می‌برد وجود دارد. پردازش اطلاعات تصاویر دیجیتالی انقلابی در قابلیت مطالعه لنداسکیپ ها را در بزرگترین مقیاس فضائی ایجاد کرده است. موضوع دورسنجی در مقیاس جهانی در کتاب ژئومرفولوژی از فضا توسعه پیدا کرده است (Short and Blair 1986). یک طرح کامل ژئومرفولوژی در مقیاس فضائی بزرگ با توجه به تکنولوژیهای جدید بدست آمده است (Baker 1986).
پیشرفت های تکنولوژیکی دیگر که در حال تهییج مگاژئومرفولوژی هستند شامل سن سنجی سطوح و رسوبات ژئومرفیک، دسترسی گسترده به توپوگرافی دیجیتال و مدلسازی ریاضی تکوین لنداسکیپ‌ها است. این عناصر بصورت خلاقانه در زیر شاخه در حال رشد تکتونیک ژئومرفولوژی بکار رفته‌اند (Burbank and Anderson 2001). در اصل، متخصصین تکتونیک ژئومرفولوژی آزمونهای استدلالی را با کامپیوتر انجام میدهند و سپس آن نکات را در پاسخ توپوگرافی و سن عناصر لنداسکیپ مانند مورنهای یخچالی، تراسهای رودخانه ای و سطوح برهنه حاصل از فرسایش آزمون میکنند. این میتواند برای تمام مناطقی که شامل عناصر تکتونیکی اصلی سیاره است انجام شود.
 دو فاکتور اصلی برای تکوین ژئومرفولوژیکی در مقیاسهای بسیار بزرگ فاکتورهای تکتونیک حاصل از نیروهای درون زمین(با وضعیت اثرات برون زمینی) و فاکتورهای برهنه‌سازی حاصل از جو زمین که بطور خلاصه اقلیم گفته میشود میباشد. هردوی این قضیه در رابطه با درک جدید ژئومرفولوژی جهانی حیاتی هستند (Summerfield 1991). فهم تکتونیک زمین در دهه 1960 با تئوری تکتونیک صفحه ای انقلابی ایجاد کرد. طی دهه سالهای 1980 و 1990 اقلیم موضوع اصلی برای پیش قدمی های بین المللی جهت فهم تغییرات محیطی جهانی و عملکرد زمین بعنوان یک سیستم درآمد. بر مبنای تئوری این عناصر اصلی، مگاژئومرفولوژی امروزه برای توسعه اصلی بعنوان یک علم آماده است.
این موضوع مخصوصا جالب است که یک نوع مگاژئومرفولوژی بعد از سال 1945 در اتحاد جماهیر شوروی سابق گسترش یافت. بعلت کاربرد عملی آن در اکتشافات معدنی و نفتی، جزئیات این علم جز اسرار کشوری محسوب میشده و جامعه علمی آن از جوامع علمی جهان جدا شده بود. تمرکز این علم بر مطالعه ریخت ساختارها[10] بود که عناصر اصلی لنداسکیپ های قاره ای  حاصل از کنترل تکتونیک و برهنگی حاصل از فرسایش است.
ریخت ساختار ها روابط سلسله مراتبی با دیگری نشان میدهند و در مقیاس زمان زمین شناختی تکوین پیدا می کنند (Baker et al, 1993). تحلیل ریخت ساختارها اثرات متقابل پیچیده فرآیندهای بلند مدت بیرونی با  پستی و بلندی سطحی را نشان میدهند. این امر اثبات شده است که برای تشخیص سنگهای زیرزمینی گوناگون متحدالمرکز، گرد یا بیضی و جابجائی های مخفی خطی که معمولا روی زمین بوسیله پوشش رسوبی یا آتشفشانی نامشخص هستند و تغییر شکل داده اند، بسیار مفید است. اگرچه به ایده های تکتونیک صفحه ای جدید درباره تکامل بلندمدت زمین وصل نشده، ریخت ساختارها بطور شگفت انگیز شبیه به مناطق بالادست شبه حلقوی شکل کشف شده بر روی ناهید بوسیله ماموریت های سیاره ای دهه 1980 و 1990 هستند. این همچنین در آرایش سلسله مراتبی وجود دارد و ممکن است به تکتونیک[11] مربوط باشد (Finn et al, 1994). تفکر محض درباره مقیاسهای بزرگ منجر به نتایج شگفت انگیز میشود.
شارپ (1980) دریافت که یکی از درسهای فضا، فکر کردن در مقیاس بزرگ است. این موضوع، با ابزارهای سنجشی جدید برای مطالعات ژئومرفولوژیکی در مقیاسهای خیلی بزرگ همراه شده و یک موقعیت برای کشف و هیجان علمی ارائه میکند. اتحاد مدلهای تکتونیک جهانی و دینامیک های اقلیمی چهارچوبی علمی برای مطالعات در مقیاس بزرگ ایجاد میکند.
دورسنجی مداری، اطلاعات توپوگرافی دیجیتال و ابزارهای ژئوشیمیائی تعیین سن تاریخچه زمین همگی اجازه کمی کردن پارامترهای ژئومرفولوژیکی در قلمروهای گسترده زمانی و مکانی را میدهند. علاوه بر این، علم بطور وسیع بوسیله کشف لنداسکیپ های جدید بر روی سطوح سیاره های سنگی دیگر شبیه سازی شده است.
 
References
Baker, V.R. (1978) The Spokane Flood controversy and the Martian outflow channels, Science 202, 1,249–1,256.
——(1986) Introduction: regional landforms analysis, in N.M. Short and R.W. Blair, Jr (eds) Geomorphology from Space: A Global Overview of Regional Landforms, 1–26, Washington, NASA Special Publication 486.
——(1988) Cataclysmic processes in geomorphological systems, Zeitschrift f ˝ur Geomorphologie Supplementband 67, 25–32.
——(1993) Extraterrestrial geomorphology: science and philosophy of Earthlike planetary landscapes, Geomorphology 7, 9–35.
——(2002) High-energy megafloods: planetary occurrences and sedimentary dynamics, in I.P. Martini, V.R. Baker and G. Garzon (eds) Flood and Megaflood Processes and Deposits: Recent and AncientExamples, 3–15, International Association of Sedimentologists Special Publication 32.
Baker, V.R. and Head, J.W., III (1985) Global megageomorphology, in R.S. Hayden (ed.) GlobalGeomorphology, 113–120, Washington, NASA Conference Publication 2,312.
Baker, V.R. and Twidale, C.R. (1991) The reenchantment of geomorphology, Geomorphology 4, 73–100.
Baker, V.R., Finn, V.I. and Komatsu, G. (1993) Morphostructural megageomorphology, Israel Journal of Earth Sciences 41, 65–73.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Oxford: Blackwell.
Carey, S.W. (1962) Scale of geotectonic phenomena, Journal of the Geological Society of India 3, 97–105.
Church, M.A. (1980) Records of recent geomorphological  events, in D. Cullingford, D.A. Davidson and J. Lewin (eds) Timescales in Geomorphology, 13–29, New York: Wiley.
Finn, V.S., Baker, V.R., Dolginov, A.Z., Gabitov, I. and  Dyachenko, A. (1994) Large-scale spatial patterns in topography at Alpha Regio, Venus, Geophysical Research Letters 22, 1,901–1,904.
Gardner, R. and Scoging, H. (eds) (1983) Mega- Geomorphology, Oxford: Clarendon Press.
Sharp, R.P. (1980) Geomorphological processes on terrestrial planetary surfaces, Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences 8, 231–261.
Short, N.M. and Blair, R.W., Jr (eds) (1986) Geomorphology from Space: A Global Overview of Regional Landforms, Washington, NASA Special Publication 486.
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, Harlow, Essex: Longman.
SEE ALSO: extraterrestrial geomorphology; global geomorphology; tectonic geomorphology
 
VICTOR R. BAKER                           (مترجم: امید بیات)       
 - MEKGACHA مکگاچا
یک واژه زبان سوآنا است برای سیستم های دره ای خشک که از اراضی[12] شنی مسطح منطقه کالاهاری در جنوب آفریقا عبور میکنند. این رخساره های زهکشی کم عمق و عریض حاوی کالکریت و سیلکریت در کف هستند و به واژهای لاگت[13]، اومورامبا[14]  و یا دووم[15] در زبانهای محلی دیگر خوانده میشوند.
منشاء مکگاچا (مفرد : موکگاچا) به وقایع فعالیت های سیلابی دائمی یا موقت طی دوره های مرطوبتر کواترنری نسبت داده شده است و در مقیاس بزرگتر به اسارت رودخانه‌ای، فرسایش حاصل از خروج آب زیرزمینی[16] یا هوادیدگی عمیق متمرکز شده در طول خطوط زمین شناختی[17] نسبت داده شده است. (Nash et al, 1994). دو گروه دره ها شناسائی شده اند (Shaw et al, 1992). اولی سیستم های برون زهکشی (شبکه‌بندی شده بصورت خارجی) آئوب[18] ، نوسوپ[19] ، کورومان[20] و مولوپو[21] که جنوب کالاهاری را زهکشی میکنند و به رودخانه نارنجی متصل میکند. دومی سیستم های درون زهکشی (شبکه بندی شده بصورت داخلی) هستند که بر دلتای اوکاوانگو[22] و فرونشست مالگادیگای[23] متمرکز میباشند.
رواناب سطحی درون کالاهاری نسبتا کمیاب است و در نتیجه جریان در داخل مکگاچا غیرعادی است. در هر حال، بیشتر سیستم های برون زهکشی تغذیه بهاره دارند و به دنبال بارش طولانی مدت دارای سیلاب وسیعتر وآب در بخشهای سرچشمه هستند. در مقابل، سیستمهای درون زهکشی بطور موثر شبکه های فسیلی هستند و فقط دارای منابع آب فصلی هستند. سیلابهای گسترده در چنین شبکه هائی بعد از بارشهای استثنائی رخ میدهند اما فقط دو مورد در دوره تاریخی (1851 و 1969) و هر دو در دره لتلاکان[24] ثبت شده است.
References
Nash, D.J. and Endfield, G.H. (2002) Historical flows in the dry valleys of the Kalahari identified from missionary correspondence, South African Journal of Science 98, 244–248.
Nash, D.J., Thomas, D.S.G. and Shaw, P.A. (1994) Timescales, environmental change and valley development, in A.C. Millington and K. Pye (eds) Environmental Change in Drylands, 25–41, Chichester: Wiley.
Shaw, P.A., Thomas, D.S.G. and Nash, D.J. (1992) Late Quaternary fluvial activity in the dry valleys (mekgacha) of the Middle and Southern Kalahari, southern Africa, Journal of Quaternary Science 7, 273–281.
 
DAVID J. NASH           (مترجم: امید بیات)
 
- MELTWATER AND MELTWATER CHANNEL  آب ذوبان و آبراهه آن
آب ناشی از ذوب میتواند از ذوب برف و یا توده بزرگ یخی باشد. رژیم آب ذوب شده ناشی از برف یا توده­های یخ دو انتهای یک طیف هستند و مانند بسیاری از مثالها و مصداقها، ممکن است ترکیبی از هر دوی آنها در یک ناحیه تحت پوشش باشند. مقدار آب ناشی از ذوب، از طریق توازن انرژی تعیین میگردد و یک جزو اصلی آن تشعشعات خورشیدی می­باشد و بنابراین اکثر مقدار ذوب در سطح یخ یا برف میباشد. ذوب شدن همچنین میتواند در قسمت زیر توده­های یخ به علت گرمای زمین یا اثرات فشار زیاد نیز باشد. در هر صورت ذوب شدن بطور چشمگیر وابسته به درجه حرارت هوا می­باشد و به همین جهت الگو و شکل موقتی تولید آبهای ناشی از ذوب، ثابت نیست و روزانه، سالانه و در زمانهای طولانی، تغییر می­کند. در رژیم ذوب برف‌، بیشترین جریان آب در فصل بهار میباشد (شروع ذوب برفها) زیرا در این زمان درجه حرارت هوا شروع به بالا رفتن نسبت به درجه حرارت یخ بستن و انجماد می­کند. آب حاصل از ذوب برف‌ها، معمولاً دارای یک الگوی روزمره با مقدار حداکثر در بعدازظهرها و مقدار کم در سحر، متناسب با سیکل تغییر درجه حرارت روزانه، می­باشد. طی زمان، چون مقدار برف باقیمانده برای ذوب شدن کم است، نوسانات جریان آب خیلی کم شده و سرانجام بطور کلی قطع میگردد. تولید آب ناشی از ذوب توده­های یخ نیز الگوی مشابه شکل تولید آب ناشی از ذوب برفها دارد، به جز اینکه فصل ذوب شدن آنها طولانی­تر و حداکثر آب خروجی مربوط به ذوب توده یخها، دیرتر می­باشد. در فصل ذوب، مقدار آب خروجی ناشی از ذوب توده­های یخ، افزایش تدریجی نشان می­دهد زیرا ابتدا برفهای روی سطح یخها آب شده و سپس توده­های یخ نیز شروع به ذوب شدن می­کنند. حداکثر جریان آب (PEAK) در اواسط و اواخر تابستان یعنی زمانیکه تمام توده­های یخ، بدون وجود پوششی از برف، شروع به ذوب شدن می­کنند، می­باشد. غیر از فصل ذوب تابستانی، معمولاً جریانهای آب خیلی کم بوده و یا بطور کلی قطع می­باشد. در رژیم خاصی از ذوب، مقدار  آبهای ذوب شده شدیدا وابسته به محیط است مثلاً توده­های یخ در بیشتر محیط­های قطبی، دارای فصل ذوب شدن کوتاهتر و مقدار آب خروجی روزمره آرام و بیشتر نسبت به توده­های یخ در محیط‌های معتدل دارند. (Tranter 1996).  علاوه بر این رژیم های ذوب معمولی قابل پیش بینی، آبهای ناشی از ذوب میتواند بصورت کاتاستروف و به شکل "سیلابهای طغیانی" نیز آزاد شود.
بعد از اینکه برفها و یا یخها ذوب شدند، با توجه به محل خروج، آبها میتواند راههای عبور گوناگونی از توده­های یخ را در پیش بگیرند و به شکل آبراهه­های سطحی (روی یخ[25])، لوله­ها و آبگذرهای[26] درون یخها (درون یخی) و یا جریان در زیر توده­های یخ­ها (زیر یخی[27])، جریان یابند. (Shreve 1972). آبراهه­های روی یخی ممکن است چند مترعمق داشته باشند و چون سطح یخها صاف است، سرعت جریان آب در آنجا بالا (3 تا 7 متر در ثانیه) میباشد. آبهای مربوط به ذوب در قسمت روی یخها، یا از سطح یخها بیرون می­ریزند و یا بطور عمودی از طریق سوراخهائی بنام گودالهای یخچالی[28] که آبها را به لوله­ها و آبگذرهای سیستم میان یخی ارتباط می­دهند، جریان می­یابند. لوله­های درون یخی دارای قطرهای بین چند میلی متر تا چند متر میباشند. آبهای ناشی از ذوب میتوانند از طریق رگه­های[29] نازک بین بلورهای یخها نیز جریان پیدا کنند ولی اینکار به ندرت می­باشد. آبهای درون یخی اغلب به سیستم جریان آبهای زیر یخی که در زیر توده­های یخ قرار دارد، ارتباط پیدا می­کنند. گرچه سیستم زه کشی یک یخ سرد[30] پیچیده و شامل هر سه نوع زه کشی می­باشد. در هر حال سیستم زه کشی در توده یخها ثابت نبوده و در فصل ذوب به علت اینکه تعدادی از آبراهه­ها و یا لوله­ها باز و تعدادی دیگر مسدود می­شوند، سیستم تغییر و توسعه می­یابد. علاوه بر این شکلها و الگوهای جریان آب، آبهای ناشی از ذوب می­توانند در دریاچه­ها و حوضچه­ها  روی یخی، درون یخی و یا زیر یخی نیز ذخیره گردند.
 آبهای ناشی از ذوب زیر یخی، بیشترین اهمیت را از نظر حرکت توده یخی و همچنین از نظر شواهد جریان آبهای ذوب در لنداسکیپ در زمانیکه مقدار تود­ه­های یخ کاهش یافته­اند، دارند. آبهای ناشی از ذوب زیر یخی مقدار لغزندگی در زیر توده­های یخ و اینکه با چه سرعتی توده­­های یخ حرکت کنند، را بطور مشخص افزایش میدهند. در هر حال اگر در زیر توده­های یخ، بستر نفوذ پذیر و تراوای زیاد وجود داشته باشد، جریان آب­های مربوط ذوب واقع در زیر توده­های یخ، خیلی کمتر می­شود و در این حالت لغزندگی خیلی زیاد نخواهد بود. یک مسئله مهم و اصلی در مورد آبهای ناشی از ذوب زیر یخی (و همچنین درون یخی) این است که به علت فشار وزن یخهای فوقانی، آبها می­توانند با فشاری بیشتر از آنچه نسبت به شرایط در فشار آتمسفر و نرمال وجود دارد، جریان یابند. جهت جریان آبهای ناشی از ذوب، توسط شیب سطح یخها و به مقدار کمتر توسط توپوگرافی بستر تعیین میگردد و در این صورت حتی امکان جریان آب به طرف بالا و بصورت سر بالایی نیز وجود دارد(Shreve 1972) . هر چه شیب سطح یخها بیشتر باشد، جریان آب زیر یخی کمتر تحت تأثیر توپوگرافی بستر یخ بوده و جریان آب زیر یخی تمایل پیدا می­کند که در جهت جریان کل توده یخ باشد و غالباً آبها به کف دره­ها می­روند وآبگذر در پائین­ترین نقطه تقسیم خواهد شد.
جریان آبهای ناشی از ذوب زیر یخی میتوانند بصورت سیستم­های پخش شده[31] و یا مجزا[32] باشد. سیستم­های پخش شده دارای جریان لایه­ای و یا شبکه­های حفره­ای متصل شده میباشند ولی سیستمهای مجزا، تمام جریانهای کانالیزه شده را بطور کامل در بر می­گیرند. جریان صفحه‌ای، در محلهائی که آبهای ناشی از ذوب وجود دارند، بصورت یک لایه ممتد و نازک بین توده­های یخ و بستر یخها، وجود دارد. تحقیقات انجام شده نشان داده است که اینگونه جریانها کاملاً بی ثبات بوده و بیشتر امکان دارد که در آبراهه­ها اتفاق افتد. (Shreve 1972). سیستم خود منتقل شده در محلهائی وجود دارند که قسمت­های پوک و توخالی بوسیله ارتباطاتی باریک و کوتاه به یکدیگر متصل شده باشند. سیستم­های آبراهه­ای (کانالیزه شده). ممکن است به طرف پائین یا بستر یخ تغییر جهت داده شده باشند. (بنام آبراهه­های نای[33] یا نوع N) و یا به طرف بالا و به سمت یخهای فوقانی تغییر جهت داده باشند (بنام آبراهه­های روتیسبرگر [34]یا نوع R)  و یا حتی ممکن است خصوصیات هر دو سیستم را داشته باشند. سیستم­های زه کشی مجزا (کانالیزه) آبهای ناشی از ذوب را با کارآئی بهتر نسبت به مسیرهای پر پیچ و خم سیستم­های توزیع شده، انتقال می­دهند. بنابراین نوع سیستم آبهای ناشی از ذوب زیر توده­های یخ، اثر بسیار مهمی در فشار آب و در نتیجه حرکت توده­های یخ دارد. آبهای ناشی از ذوب میتواند بین این سیستم­های مختلف جریانی تغییر حالت داده و بیان شده که اینگونه تغییر جریان‌ها موجب موجدار حرکت کردن توده­های یخ گردند.
آبراهه­های نای به بستر سنگی و یا رسوبات یکپارچه برخورد کرده و وقتیکه توده­های یخ پسرفت و کاهش پیدا می­کنند، مشخص و بارزترین نقش را روی سطح زمین میگذارند.به علت شرایط فشار آبهای ناشی از ذوب زیریخی و طبیعت آبهای ناشی از ذوب ورودی به سیستم زیر یخی، آبراهه­های نای غالباً خصوصیات خیلی متنوع تری نسبت به سیستم عادی رودخانه­ای سطح زمین دارند. بطور مثال آنها دارای حرکت به شکل موجهای بلندو دارای سراشیبی و پرتگاه می­باشند. (Glasser and Sambrook Smith 1999). طبیعت بستر زیر توده­های یخ، اثر بسیار مهمی در مورفولوژی کلی آبراهه­ها دارد. برای مثال در مورد آبراهه­ها طبیعی است که مورفولوژی آنها، در فاصله­های کوتاه مدت و همانگونه که عبور می­کنند و از بسترهای سنگی عمیق و باریک و بریده شده به بسترهای پهن و کم عمق در محلهای تغییر شکل پذیر می­رسند، تغییر کند (عکس 79). اندازه آبراهه­ها نیز میتواند از 10 متر تا 100 کیلومتر از نظر طول و از 10 متر تا چند کیلومتر از نظر عرض باشد و زمانیکه ابعاد آبراهه­ها به کیلومتر می­رسد به آنها به جای آبراهه نای، دره­های تونلی[35] می­گویند. آبراهه­ها میتوانند به شکلهای آبراهه مجزا و یا قسمتی از شبکه بزرگ آبراهه­ای، وجود داشته باشند. چشمگیرترین شکل آبراهه مربوط به آبهای ناشی از ذوب بنام آبراهه ناودانی[36]  میباشد و اینگونه آبراهه­ها در دامنه های یک شیب سنگی ایجاد می­گردند و دارای شیب­ تند و بریده شده می­باشند.
 
 

عکس 79: یک کانال آب ذوب که به عمق حدود 7 متر در سنگ بستر شکاف ایجاد کرده واقع در چیشیر، انگلستان. کانال رودخانه عریضتر و کم عمقتر میشود همانطور که بر روی رسوبات ناپیوسته عبور میکند. محو شدن کامل  رودخانه 500 متر از جائی عکس گرفته شده است رخ میدهد. (عکس از N. F. Glasser).
 
 تصور می­شود که آبراهه­های ناودانی، زمانیکه آبهای مربوط به توده­های یخ بطور سریع پائین رفته و به بستر توده یخ می­رسیده تشکیل شده‌اند. بر عکس آبراهه­های مجزا، شبکه­های درّه­های تونلی خیلی بزرگ در محوطه­های بسیار بزرگ می­توانند توسعه پیدا کنند و از بخشهای مختلف آمریکای شمالی و اروپا گزارش شده که روی آنها بوسیله لایه­های یخی پوشیده شده است. اعتقاد بر این است که وجود چنین ویژگی­های زیاد، آزاد شدن کاتاستروف آبهای ذخیره شده دریاچه­های زیر یخی خیلی بزرگ و یا قطع شدن جریانهای طبیعی آبهای ناشی از ذوب در دوره­های بلند مدت، بوده است. با نقشه برداری از شبکه­های آبراهه­های مربوط به آبهای ناشی از ذوب بارز و مشخص و همبندی آن با فرضیه جریان آبهای ناشی از ذوب تحت فشار، مشخص شده است که بازسازی­های احتمالی دامنه و وسعت و پویایی و حرکت توده­های یخ میسر می­باشد. (Sugden 1991).  آبهای ناشی از ذوب علاوه بر ایجاد سائیدگی میتوانند عامل مهمی در ایجاد رسوب باشند. برای مثال یک اسکر[37] ، یک خط الراس باریک و طویل است که در آبراهه­های زیر یخی به علت جریان خیلی سریع آبهای ناشی از ذوب، رسوب می­کند. زمانیکه آبراهه­های زیر یخی بوسیله آبهای ناشی از ذوب پر می­شوند، آنها میتوانند مانند لوله عمل کرده و اجازه می­دهند که آبها تحت فشار حرکت نمایند و در نتیجه در یک مرحله حجم و مقدار زیادی از مواد رسوبی را ته نشین می­کنند.
 
References
Glasser, N.F. and Sambrook Smith, G.H. (1999) Glacial meltwater erosion of the Mid-Cheshire Ridge: implications for ice dynamics during the Late Devensian glaciation of northwest England, Journal of uaternary Science 14, 703–710.
Shreve, R.L. (1972) Movement of water in glaciers, Journal of Glaciology 11, 205–214.
Sugden, D.E., Denton, D.H. and Marchant, D.R. (1991) Subglacial meltwater channel system and ice sheet overriding of the Asgard range, Antarctica, Geografiska Annaler 73A, 109–121.
Tranter, M., Brown, G.H., Hodson, A.J. and Gurnell, A.M. (1996) Hydrochemistry as an indicator of subglacial drainage system structure: a comparison of alpine and sub-polar environments, HydrologicalProcesses 10, 541–556.
 
Further reading
Menzies, J. (1995) Hydrology of glaciers, in J. Menzies (ed.) Modern Glacial Environments, 197–239, Oxford: Butterworth-Heinemann.
Menzies, J. and Shilts, W.W. (1996) Subglacial environments, in J. Menzies (ed.) Past Glacial Environments, 15–136, Oxford: Butterworth-Heinemann.
SEE ALSO: glacifluvial; subglacial geomorphology
 
GREGORY H. SAMBROOK SMITH                          (مترجم: امید بیات)
 
- MESA تخت کوه (مزا)
تخت کوه، (مزا کلمه­ای با ریشه زبان اسپانیائی) یک تپه یا ستیغ با کناره­های شیب دار و قسمت فوقانی تخت است که در یک دشت پهن از زمین بالا میاید و معمولاً از سنگهای رسوبی نرم که بصورت لایه­های تخت و پهن می­باشند و با لایه­های مقاوم­تری (مثل شیل های پوشیده شده با ماسه سنگ) پوشیده شده، میباشد. در مناطق آتش فشانی جریان مواد مذاب و گدازه­های قدیمی ممکن است مانند سنگ پوش عمل کند، بهمچنین میتوان فرض کرد که این نقش بوسیله یک پوشش دوری کراست[38] نیز انجام شود. تخت کوه­ها، به علت پسروی نا برابر سنگهای شیب دار و پرتگاه گسلی[39] بصورتی که قسمت­های از فلات جدا شده و باقیمانده آن در قسمت جلوی پرتگاه گسلی قرار بگیرد، تشکیل می­شوند.
تخت کوه­های پوشیده شده با گدازه­های آتش­فشانها و یا پوسته­های سخت، ممکن است به دلیل بریدگی فلات و یا از طریق مکانسیم وارونش ناهمواریها[40] تشکیل شوند. (به قسمت وارونش برجستگی­ها مراجعه شود) و لذا پراکندگی تخت کوه­ها، وضعیت کف دره­های قدیمی و یا جریان مواد گدازه را نشان می­دهد.
اندازه تخت کوه­ها، بطور مداوم به علت پسروی شیب­ها به سبب انواع تحلیل رفتن جرم و توده­ها و همچنین فرسایش گالی کاهش می­یابد. در هر حال، تخت کوه­ها به علت داشتن پوشش مقاوم، ممکن است به شکل لندفرمهای خیلی بادوام باشند و حتی بعد از پسروی و کاهش سنگ شیب دار و پرتگاه گسلی پایدار و ماندگار باقی بمانند. با گذشت زمان، تخت کوه­ها به شکل تپه­های شیب دار[41] کاهش و تغییر می­کنند ولی معیارها و ضوابطی وجود ندارد که نشان دهد در چه زمانی تخت کوه­ها به تپه­های شیب دار تبدیل می­شوند. تخت کوه­ها لندفرمهای مستقل از اقلیم هستند گرچه آنهائی که درمناطق بیابانی هستند دارای ظاهر شاخص می‌باشند.
 
SEE ALSO: caprock; sandstone geomorphology; structural
landform
PIOTR MIGON´            (مترجم: امید بیات)
- METHOD OF SLICES روش برش­ها
­­در حال حاضر، پایداری سطوح شیب دار، طبق روال عادی با استفاده از روش تعادل حد[42] که تا حدودی از فرضیه شکل پذیری[43] مشتق شده، تجزیه و تحلیل میگردد. این روش بر پایه این فرض قرار دارد که الگوی تنش در یک سطح شیب دار در حال تحلیل را، میتوان از طریق بررسی تعادل ایستا[44] بدون نیاز به توجه به توزیع مجدد تنش به واسطه کشش­های مربوط به فرآیند کشسانی[45] و غیر کشسانی، تعیین کرد. بنابراین فشارهای عامل و مؤثر بر مرز جسم لغزنده (سطح گسیخته[46]) را میتوان با نیروهای موجود مقایسه و تعادل و توازن را ارزیابی نمود. « فاکتور ایمنی» معمولاً نسبتی است که میتوان مقاومت خاک و یا سنگ موجود را بدون آنکه از بین بروند کاهش داد، تعریف شده است.
روش حد تعادل و بطور اساسی برای قسمت­های لغزنده و سفت[47] سطح شیبدار به موازات سطح شکافته و پاره، به کار برده می­شود.  کلمب[48] اولین شخصی بود که فاکتور ایمنی یک تخته سنگ را در بالای یک سطح مسطح محاسبه کرد. بعداً از آنجا که مشاهده شده بود که لغزندگی خاکهای رس غالباً به شکل حرکت چرخشی است، سطوح مدور (دایره سوئدی) را مورد تجزیه و تحلیل قرار دادند.
در «روش برش­ها» (Fellenius 1927)، جسم لغزنده را از طرف سطح مقطع به برشهای عمودی تقسیم می­کنند و فرض را تقریباً بر این منوال در نظر می­گیرند که تنش  عمودی  در پائین هر برش مساوی وزن ستون مواد بالای آن باشد. در روش «معمولی» از تمام فشارهای عامل و مؤثر بر مرزهای عمودی بین ستونهای مجاور صرف نظر می‌کنند. و سپس مساله تعادل به شکل ایستا معلوم میگردد و با روش آنالیز بردار حل میگردد. فاکتور ایمنی[49] برابر نسبت مقدار نیروهای موجود در پایه­های تمام ستونها به مقدار تنش‌های برشی[50] بکار برده شده، میباشد. نتایج به دست آمده غالباً تا حدودی محافظه کارانه میباشد.
بیشاب (1955) تشخیص داد که در مورد سطوح  گسیخته شده گِرد، بعید است که فشارهای برشی درون برشها، خیلی زیاد باشد و بنابراین فرض را بر این قرار داد که صفر باشند و تنش‌های برشی و طبیعی در پایه هر ستون از تعادل نیروهای عمودی بدست آورد. فاکتور ایمنی از طریق تعادل لحظه­ای مجموعه برشها و بدون نیاز به صرفنظر کردن از نیروهای طبیعی درونی برشها، ارزیابی کرد. در این روش از تعادل نیروی افقی چشم پوشی شده اما با این حال این روش نتایج خیلی دقیق در مقایسه با روشهای مصنوعی سطوح کروی و غیر کروی داشته است.
با در نظر گرفتن فشار درون برش  و هر سه شرط تعادل، روش­های دقیق بیشتری ارائه شده است. اخیراً یک روش در سطح بالاتر و بر اساس تجزیه و تحلیل عددی فشار کشش[51] سطوح شیب دار بنام «روش کاهش تنش[52]» ارائه کرده­اند.
(Dawson et al. 1999).  یکی از مزایای این روش این است که نیاز به تعیین شکل ابتدائی سطح گسیخته را از بین برده است.  در هر حال اجرای این روش بسیار مشکل و فاقد گزارش پیگیری­ بلندمدت و تجربه­های عملی و اصولی مانند «روش برش­ها» می­باشد. لذا برای آینده قابل پیش بینی، «روش­ برش­ها» کماکان ابزار بسیارمهمی برای تجزیه و تحلیل پایداری سطوح شیبدار خواهد بود. یک ضمیمه سه بعدی بنام «روش­ ستونها» نیز اخیراً ارائه شده است(Hungr et al. 1989)
 
References
Bishop, A.W. (1955) The use of the slip circle in the stability analysis of slopes, Geotechnique 5(1), 7–17.
Dawson, E.M., Roth, W.H. and Drescher, A. (1999) Slope stability analysis by strength reduction, Geotechnique 49, 835– 840.
Fellenius, W. (1927) Erdstatische Berechnungen mit Reibung und Kohasion, Berlin: Ernst.
Hungr, O., Salgado, F.M. and Byrne, P.M. (1989) Evaluation of a three-dimensional method of slope stability analysis, Canadian Geotechnical Journal 27, 679–686.
 
OLDRICH HUNGR                           (مترجم: امید بیات)
 
MICRO-EROSION METER -  ریز فرسایش سنج
بسیاری از تئوریهای تکوین لندفرمها طی زمان فقط میتواند از طریق شناخت مقادیر فرسایش سنجیده شوند. ایده های اولیه توالیهای فرسایش از طریق منطق و استنباط از شواهد رسوبی و مورفولوژیکی بدست آمده است. در هر حال، پاسخ به این سوال که "آیا ممکن است لندفرم واقعا در زمان رودر رو شده تکامل یابد؟" بایستی شامل آگاهی از شدت های فرسایش باشد. دو مجموعه تلاش‌ها در مقیاسهای مختلف از این سوال ایجاد شده،  اولی اندازه گیری در مقیاس بزرگ (برای مثال در حوضه زهکشی) و دومی اندازه‌گیری در مقیاس کوچکتر است. مورد دوم ممکن است بطور دقیقتر و بر روی مقیاس زمانی کوچک انجام شده باشد اما این مشکل اینست که چقدر نتایج ممکن است تحت تاثیر شرایط در زمان اندازه گیری قرار گرفته باشد و چگونه آنها ممکن است بر روی یک محدوده زمانی طولانیتر و در یک مقیاس بزرگتر افزایش یافته باشد. پس بسیاری از اطلاعات بدست آمده در آزمونهای کوتاه مدت مفید هستند اما برون یابی بر روی محدوده های زمانی طولانیتر (که آن شرایط ممکن است متفاوت با شرایط فعلی باشد) بعنوان یک مشکل باقی میماند ( Trudgill et al. 1989, 2001).
های و حنا (1970) مشخص کرده اند که یک گیج مدرج ریزسنج مورد استفاده در مهندسی ممکن است اندازه گیریهای تا 0001/0 میلیمتر یا دقیقتر ارائه کند و اندازه گیری از ارتفاع سطح سنگ نسبت به ماخذ ثابت بدست آمده است.
ابزار شامل یک گیج مدرج ریزسنج وحسگر ریزسنج ضمیمه شده است که بر روی یک شبکه سه پایه نصب شده است. سه پایه به ابزار پایداری میدهد و پایه های آن بصورت محکم در داخل سنگ دریل شده است. اندازه گیری ارتفاع سنگ نسبت دسته ها میتواند در فاصله های تکراری ایجاد شود و در نتیجه کاهش سطحی (ارتفاع) را بر حسب میلیمتر در سال نشان میدهد. اندازه گیرهای اولیه دارای حسگرهای ثابت بودند و سه پایه میتواند در سه موقعیت بچرخد و در اندازه‌گیری سه نقطه نتیجه بدهد(Trudgill et al. 1981; Trudgill 1983). در اندازه گیرهای بعدی یک مکانیسم متقاطع بکار میرود جائی که نه فقط یک صفحه شالوده سه پایه بود که هم میتوانست بچرخد، علاوه بر آن گیج مدرج ریزسنج هم میتوانست خود در چندین موقعیت رفرانس قرار گیرد و اندازه گیری را قادر سازد.
از نظر محدودیت های روش شناختی، اسپیت و همکاران (1985) پیشنهاد میکنند که فرسایش سنگ بوسیله نوک حسگر میتواند به مقادیر غیر واقعی هدر رفت سالانه در حدود 019/0 میلیمتر در سال منجر شود. آنها گزارش کردند که وقتی اندازه گیریهای تکراری ایجاد شود، مقادیر بیشتر در سنگ آهک نرمتر ایجاد میشود. برای قرائت‌های تکراری در یک سایت، بر روی سنگ آهک سختتر (بوخان) اطلاعات آنها تفاوت در حدود 0001/0 تا 0052/0 میلیمتر و برای سنگ آهک نرمتر (گمبیر) در حدود 0090/0 تا 0284/0 میلیمتر نشان داده شده است. این ممکن است ناشی از تراکم سطح اولیه نسبت به فرسایش واقعی باشد. اطلاعات آنها پیشنهاد میکند به میزان 0126/0 تا 0284/0 میلیمتر برای سنگ آهک نرمتر و 0016/0 تا 0052/0 میلیمتر برای سنگ آهک سختتر سنجش غیرواقعی برای هر اندازه گیری نسبت به فرسایش واقعی خواهد بود.
 
References
High, C.J. and Hanna, K. (1970) A method for the direct measurement of erosion on rock surfaces, British Geomorphological Research Group, Technical Bulletin 5.
Spate, A.P., Jennings, J.N., Smith, D.I. and Greenaway, M.A. (1985) The micro-erosion meter: use and limitations, Earth Surface Processes and Landforms 10, 427–440.
Trudgill, S.T. (1983) Weathering and Erosion, 104–110,London: Butterworth.
Trudgill, S.T., High, C.J. and Hanna, K.K. (1981) Improvements to the micro-erosion meter, British Geomorphological Research Group, Technical Bulletin 29, 3–17.
Trudgill, S.T., Viles, H.A., Inkpen, R.J. and Cooke, R.U. (1989) Remeasurements of weathering rates, St. Paul’s Cathedral, London, Earth Surface Processes and Landforms 14, 175–196.
Trudgill, S.T., Viles, H.A., Inkpen, R., Moses, C.,Goshing, W., Yates, T. et al. (2001) Twenty-year weathering re-measurements at St. Paul’s Cathedral,London, Earth Surface Processes and Landforms 26, 1,129–1,142.
 
STEVE TRUDGILL                         (مترجم: امید بیات)
 
-MICROATOLLریزحلقه
ریزحلقه‌ها، کلونی‌های صفحه مانند مرجان‌های حجیم هستند که در مناطق جذر-مدی پایینی[53]  و بر روی تپه های دریائی کم عمق مسطح رشد می کنند. مرجان‌ها موجوداتی زنده هستند که یک اسکلت خارجی آهکی ترشح می کنند و تشکیل دهنده اصلی آبسنگ مرجانی[54] هستند. آبسنگ مرجانی ممکن است در ثبت زمین شناختی مانند سنگ آهک حفظ شده باشد. ریزحلقه‌ها، مرجان‌هائی هستند که در حدفاصل آبسنگ-اتمسفر رشد می کنند، دارای یک رشد عمدتا جانبی هستند که رشد رو به بالای آنها بوسیله ظاهر شدن در مناطق دارای پایینترین جزر و مد محدود شده است. این حد بالائی مربوط به رشد مرجان فاکتورهای فیزیولوژیکی که رشد ناجور[55]  مرجانها را وقتی در معرض پایینترین جزر و مد قرار گرفته اند باز میدارد را منعکس میکند.
ریز حلقه ها میتوانند به وسیله چندین گونه مرجانی تشکیل شوند اما مرجانهای حجیم مانند پوریتس[56] بخصوص مهم بوده و بیشتر حفظ شده‌اند (عکس 80). این شکلهای رشد مورد توجه خاص قرار گرفته‌است چون سطح صاف بالایی آنها از نظر رشد رو به بالا با در معرض قرار گرفتن محدود شده و بنابراین وابسته به سطح محلی آب دریا است. بحث های اولیه این بود که آیا شکل متمایز ریز حلقه‌ها ممکن است بعلت تجمع رسوب بر بالای مرجانها یا محدودیت موادغذائی باشد، اما این اثبات شده است که این سطح آب است که رشد عمودی مرجانها محدود میکند (Stoddart and Scoffin 1979). این امکان وجود دارد که الگوی رشد را آزمون کرد چون مرجان‌ها نوارهای رشد تشکیل میدهند که معمولا سالانه است و میتوانند با استفاده از رادیوگرافی اشعه ایکس شناخته شوند. نواری بودن درون ریزساختارها تائید میکند که رشد بصورت اولیه جانبی است و میتواند نشان دهد دوره‌هائی که طی آن محدودیت به رشد مرجانها بصورت موقتی افزایش یا کاهش یافته و بعنوان نوسانات روی سطح بالای کلونی حفظ شده است (عکس 81).
 

عکس 80: ریزحلقه ها بر روی آبسنگ در جزایر کوکوس، اقیانوس هند. دو مجموعه مرجان حجیم کلونی های پورتیس مرده اما دارای پولیپس زنده محدود در حاشیه هستند. سطح بالای آنها بوسیله آشکار شدن طی پایینترین وقایع جزر و مدی محدود شده است. لبه متحدالمرکزی در اطراف حاشیه زمانی که سطح آب کمی بالاتر بوده را ثبت میکند. ریزحلقه ها دارای قطر حدود یک متر بوده و برای چندین دهه رشد کرده اند.
ریزحلقه ها بخصوص در بازسازی تغییرات سطح دریای هولوسن میانی و پایانی اهمیت دارند. اهمیت ریز حلقه ها با اعزام جامعه سلطنتی در سال 1973 به منطقه آبسنگی گریت بریر[57] در شمالشرق استرالیا مشخص شده است. ریز حلقه ها بر روی سطح چندین تپه دریائی بررسی شدند و از شکل رشد آنها  جهت دلالت بر آنکه سطح آب دریا طی هولوسن میانی بالاتر از شرایط فعلی بوده استفاده شده است (Scoffin and Stoddart 1978). نقشه برداری‌های توالی‌های ریز حلقه از میان ترانسکت ها در امتداد ساحل اصلی کوئینزلند و همبستگی با استفاده از تعیین سن رادیوکربن شواهد متقاعد کننده تهیه کرده که سطح نسبی آب دریا در حدود 6000 سال قبل بیش از یک متر بالاتر از سطح فعلی بوده است و اثبات کرده که این افزایش سطح پس از آن زمان تحت افت ملایم بوده است (Chappell 1983). بیشتر آبسنگ منطقه غرب اقیانوس آرام طی هولوسن میانی و پایانی سطوح نسبی که کمی بالاتر از سطح فعلی بوده را تجربه کرده است. برخی ریزحلقه ها در یک ارتفاع امروزی بالاتر از نقطه مقابل زنده آنها بر روی تپه های مرجانی مسطح در شرق اقیانوس هند، جنوبشرق اسیا، شمال استرالیا و در امتداد بیشتر نواحی حاره ای اقیانوس آرام حفظ شده اند و شواهد تغییر سطح دریا بخصوص بر حلقه ها را نشان می‌دهند (Smithers and Woodroffe 2000).
 
 عکس 81: یک رادیوگراف اشعه ایکس از یک حلقه پورتیس. نواری بودن بر رشد مرجان همانطور که مسن میشود دلالت دارد. مرجان اولیه بصورت نیمکره ای بوده (a) اما وقتی سطح بالایی (b) آن بطور مکرر و تحت تاثیر پایینترین وقایع جذر و مد قرار میگرفته سبب توقف رشد بالایی و گسترش جانبی شده است. وجود موجها در سطح که بصورت متقارن در مرکز مرجان (c) وجود دارد دوره هایی که این حد بالایی به رشد مرجان کمی بالاتر بوده است را ثبت میکند.
 
در هر حال، مشخص است که ساختار نواری ریز حلقه‌ها میتواند جزئیات وقایع دیگر تاریخچه حیات مرجان را حفظ کند. در مناطقی که طوفانها وجود داشته واژگونی کلونی میتواند طی طوفانهای منحصر به فرد رخ دهد و یا ریزحلقه‌ها ممکن است به  خندق[58] آب، که میتواند در پشت دیواره های صخره ای[59]  شکل گرفته رخ دهد بعنوان یک نتیجه طوفانها، پاسخ داده باشند. در این موارد سطح بالای آنها ممکن است ارتفاع سطح اب درون خندقهای محدود شده[60] بالای سطح محلی دریا ثبت کند. اگرچه در موقعیت های آبهای آزاد  ریز حلقه ها میتوانند بازسازی سطح  قبلی دریا در مقیاس سانتیمتر قادر سازد، اگر پدیده خندق رخ داده باشد آنها در معرض تفسیر غلط هستند. بنابراین اهمیت دارد قبل از کاربرد گونه های فسیل جهت نتیجه گیری درباره سطح محلی دریا، وضعیت ژئومرفولوژیکی شرایطی که این مرجانها رشد می کرده ارزیابی شود.
ریز حلقه های فسیل اغلب در منطقه غرب اقیانوس آرام نسبت به مرجانهای حجیم نیمکره ای که بوسیله رشد آبسنگ بعدی مدفون هستند، قابل دسترسی هستند. ریز حلقه ها میتوانند در امتداد محورهای رشد افقی آنها جهت بازسازی پروکسی ثبت اقلیمی دیرینه ترکیب شیمیائی آبهای سطحی طی هولوسن میانی و پایانی نمونه برداری شوند.
درون ریزحلقه های  زنده از اقیانوس آرام مرکزی تنوعات درون سالانه در سطح آب دلالت بر الگوهای تنوعات وابسته به اثرات ال نینو دارد. ریز حلقه‌های امروزی همچنین قادر میسازد آنالیزهای ایزوتوپی اکسیژن اسکلت آنها بعنوان یک پروکسی مهم دمای سطح دریا که همراه با  نوسانات حاصل از ال نینو سطح آب دریا تغییر می کند (Woodroffe and Gagan 2000). کاربرد این تکنیک ها بر روی ریز حلقه های فسیل دورنمای یک بینش به اقلیم شناسی گذشته آبهای سطحی مناطق وسیع حاره ای اقیانوسهای هند و آرام ارائه میکند.
 
References
Chappell, J. (1983) Evidence for smoothly falling sea levels relative to north Queensland, Australia, during the past 6000 years, Nature 302, 406–408.
Scoffin, T.P. and Stoddart, D.R. (1978) The nature and significance of micro atolls, Philosophical Transactions of the Royal Society of London B284, 99–122.
Smithers, S.G. and Woodroffe, C.D. (2000) Microatolls as sea-level indicators on a mid-ocean atoll, Marine Geology 168, 61–78.
Stoddart, D.R. and Scoffin, T.P. (1979) Microatolls: review of form, origin and terminology, Atoll Research Bulletin 224, 1–17.
Woodroffe, C.D. and Gagan, M.K. (2000) Coral microatolls from the central Pacific record late Holocene El Nino, Geophysical Research Letters 27, 1,511–1,514.
SEE ALSO: atoll; reef
COLIN WOODROFFE                     (مترجم: امید بیات)
MIMA MOUND تپه میما
اگرچه تپه های میما به نام تپه های علفزار[61]  و تپه های کورکی[62]  هم نامیده شده است، ولی نام تپه های میما از علفزار میما در شهر تارستون ایالت واشنگتن آمریکا گرفته شده است. این تپه ها دارای ارتفاعی حدود 2 متر، قطر 25 تا 50 متر و دارای تراکم حدود 50 تا 100 عدد در هکتار هستند. فرضیه های مختلف برای منشاء آنها وجود دارند (Cox and Gakahu 1986)، مثل آنکه آنها بقایای فرسایش  و یا حاصل فرآیندهای رسوبگذاری در اطراف پوشش انبوه گیاهی هستند، محصول جورشدگی یخبندانی[63] هستند، بوسیله جانوران جونده گروهی[64] تشکیل شده اند، بوسیله موریانه[65] تخریب شده اند و یا بوسیله فعالیت های زمین لرزه ای یا  گردابهای حاصل از آبهای زیرزمینی[66] ایجاد شده اند (Reider et al. 1996 ). تپه های میما از گلف کاست[67] تا آلبرتا یافت میشوند در حالیکه در آفریقا ، جایی که آنها هوولجیس[68]  نامیده میشوند، بصورت وسیع در قسمتهای خشکتر غربی گسترده شده اند ( Lovegrove and Siegfried 1989 ). شکل های مشابه همچنین در آرژانتین و کنیا شناخته شده اند. این تپه ها احتمالا دارای منشاء های بسیار متفاوت داشته باشند  اما  نقش جانورانی  مانند موش کور، سگهای علفزار و موش کیسه دار در ایجاد آنها نباید نادیده گرفته شود.
 
References
Cox, G.W. and Gakahu, C.G. (1986) A latitudinal test of the fossorial rodent hypothesis of Mima mound
origin, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 30, 485–501.
Lovegrove, B.G. and Siegfried, W.R. (1989) Spacing and origin(s) of Mima-like earth mounds in the Cape
Province of South Africa, South African Journal of Science 85(2), 108–122.
Reider, R.G., Huss, J.M. and Miller, T.W. (1996) A groundwater vortex hypothesis for Mima-like mounds, Laramie Basin, Wyoming, Geomorphology 16, 295–317.
 
A.S. GOUDIE               (مترجم: امید بیات)
MILITARY GEOMORPHOLOGY-ژئومرفولوژی نظامی
ژئومرفولوژی نظامی به مفاهیم، اصول و فن آوری­های مربوط به عملیات نظامی می­پردازند و در این زمینه، ژئومرفولوژی و علوم نظامی به یکدیگر ارتباط داده شده­اند. از نظر سنتی، ژئومرفولوژی نظامی، از دید و جنبه تأثیرات شدید تغییر شکل اراضی بر عملیات نظامی، ملاحظه شده است. (به Winters 1998 مراجعه کنید). در مقایسه توجه کمی به اثرات شدید جنگها بر لنداسکیپ های طبیعی شده است.
جنگ باعث تغییر شکل سریع و گسترده زمین­ها میگردد. تعدیل لنداسکیپ های طبیعی به وسیله مهمات، حرکت زیاد وسایل نقلیه نظامی، ساختن موانع و سنگرها و خرابی عمدی از نتایج عمومی جنگ­ها می­باشند. بعضی از این فعالیت­ها، اثرات فرسایشی ورسوبی در لنداسکیپ ها مانند فرآیندهای طبیعی دارند.(جدول 30).
مهمات و حرکت­ وسایل نقلیه نظامی، میتواند سطح فوقانی خاکها را تغییر دهند، پوشش گیاهی را نابود کند و الگوی سیستم زهکشی طبیعی را تغییر دهد و اینگونه اثرات ممکن است ده ها سال ادامه داشته باشد. بعنوان مثال لنداسکیپ های غنی از خاک رس در نزدیکی وردون[69] در فرانسه، تقریباً بعد از گذشت حدود یک قرن از زمانیکه طی جنگ جهانی اول مورد اصابت توپخانه قرار گرفتند کماکان دارای چاله‌های آنتروپوژنیک مانند گیلگای[70]، کراتر[71]، دروملین[72]، و هوموک[73] می­باشند. ساختارهای تدافعی نظامی مثل خندق­های دژها و قلعه­ها، گودال­های مخصوص تانک­های ارتشی، سنگرهای خاکی و بتونی و دیگر استحکامات برای مدتهای طولانی بعد از آنکه استفاده و کاربرد نظامی آنها به اتمام رسیده است، کماکان بر لنداسکیپ های طبیعی باقی می­مانند. حفره­های غار مانند ساخته شده یا تعدیل شده برای مقاصد نظامی مثل نواحی تورابورا[74] در افغانستان یا گیبرالتار[75] بعنوان نمونه­هایی  پیچیده و پر رمز و راز از نظر زمین ریخت شناسی معاصر می­باشند.
در جنگ تخریب عمومی اراضی فرآیندی عادی است. دولت­ها در جنگ­ها مثل کشور شوروی در سال 1812 و سالهای بین 1941 تا 1942 و ارتش ایالات متحده آمریکا در طول جنگهای داخلی آمریکا تاکتیک  خراب کردن و سوزاندن مزارع در مقابل قشون دشمن را به کار بردند و محصولات کشاورزی و پوشش گیاهی وساختارها را به منظور جلوگیری دشمن از استفاده از آنها عمداً نابود کردند و باعث ایجاد تغییرات زیاد در الگوهای  فرسایشی و رسوبی در مناطق زیادی شده­اند. در جنگ جهانی دوم ، نیروها و قوای متحدین، سدهای رودخانه روهر[76] در آلمان را خراب کردند و سبب تغییرحالت و جریان آب رودخانه ای از نظر مورفولوژی شدند.
در جنگ ویتنام، میلیونها گالن از مواد سمی برگ‌کش، جنگل­های استوایی و خاکهای کشاورزی را نابود کرده است. در سال 1991 نیروهای عراقی در حال عقب نشینی بیش از 730 حلقه چاه نفت را درکویت آتش زدند و باعث ایجاد دریاچه­هایی از نفت و سطوح تارکریت[77] لجن نفتی و ایجاد دوری کراست مصنوعی شدند.
 
جدول 30 بعضی از اثرات عملیات نظامی در ژئومرفولوژی
فعالیت­های نظامی اثرات احتمالی بر زمین ریخت شناسی مثال
حرکت وسایل نقلیه نظامی سبب تراکم در خاکها شده و مقدار نفوذپذیری خاکها را کاهش می­دهد. پوشش گیاهی را نابود میکند و الگوهای فرسایشی و ته نشینی را تغییر می­دهد. ردپای عبور تانک در سنگفرش بیابانی جنوب غربی ایالات متحده آمریکا بعد از حدود 60 سال هنوز حفظ شده است
استفاده از توپخانه، بمب­ها و زمین­های مین گذاری شده ایجاد چاله­های انفجاری، تغییر سطح فوقانی خاکها، نابودی پوشش گیاهی همراه با تغییراتی در الگوهای فرسایشی و رسوبی  در خاکها. اراضی مین گذاری شده ممکن است با ایجاد تغییرات آتی انسانی، کماکان دست نخورده باقی بمانند. در جنگ ویتنام بیش از 20 میلیون چاله انفجاری ایجاد شد.
بیش از 100 میلیون مین مربوط به جنگ­ها در بیشتر از 90 کشور جهان کماکان باقی مانده است.
ساخت سنگرهای بتونی و چال­ها و دژهای تدافعی ممکن است موجب تشکیل پشته­ها، گالی‌ها، نهرها، بسترهای رودخانه­ها، خندق­هاو غارها و آبگذرها گردند. پشته­هایی[78] مربوط به استحکامات تدافعی در طول سواحل نرماندی در فرانسه مربوط به جنگ دوم جهانی هنوز باقی مانده­اند.
 
Reference
Winters, H.A. (1998) Battling the Elements: Weather and Terrain in the Conduct of War, Baltimore: Johns
Hopkins University Press.
SEE ALSO: anthropogeomorphology
 
DANIEL A. GILEWITCH             (مترجم: امید بیات)
 
MICROMORPHOLOGY-میکرومورفولوژی
مطالعه رسوب و توالی‌های خاک شدیدا به تشخیص ویژیگهای مرفولوژیکی در صحرا متکی بوده و بوسیله اطلاعات بدست آمده از آنالیزهای آزمایشگاهی تکمیل می‌شود. میکرومورفولوژی یا میکروپدولوژی این روش مطالعه را به مقیاس میکروسکوپی و از طریق جمع آوری و آنالیز نمونه های دست نخورده گسترش میدهد. ساخت مقاطع نازک خاک شامل خشک کردن نمونه ها (بوسیله هوا خشک کردن، خشک کردن درآون، جایگزینی استون یا خشک کردن سرد[79] )، تلقیح رزین تحت فشارکم و عمل آوری بلوک ها و اره کردن[80] ، پیچیدن[81] ، و قراردادن بر روی اسلایدهای شیشه ای میباشد. نتیجه نهائی مقاطع نازک با ضخامت 30 میکرون است که می تواند از طریق یک میکروسکوپ سنگ شناختی مورد مطالعه قرار گیرند. این امکان وجود دارد که در مقاطع نازک، طبیعت و آرایش فضائی رخساره های مانند اجزاء سنگی دانه های منفرد کانی، محصولات هوادیدگی، فضای منافذ، پوشش رس، مواد آلی، رسوب کربنات و فضولات جانوران خاک مورد بررسی قرار گیرد. در بسیاری موارد کوبینا بعنوان پدر علم میکرومورفولوژی خاک در نظر گرفته شده است و با کتابش با عنوان خاکهای اروپا (Kubiena 1953) شناخته شده است. او به بهترین حالت نقش میکرومورفولوژی در رده‌بندی خاک و فهم ما از فرایندهای تشکیل خاک را بنیان نهاده است. نقشهای مشخص دیگر بوسیله برور و اسلیمان (1988) از لحاظ اولین تلاش برای سیستمی کردن واژگان فنی، فیتزپاتریک (1993) برای تفسیر پدولوژیکی و بولاک و همکاران (1985) برای ابداع سیستم توصیف بین المللی ایفا شده است. ارایه توصیفات کامل، شدیدا آموزنده است چون محقق مجبور است بصورت سیستماتیک تمام جنبه های مقطع نازک را بررسی کند. مفاهیم پایه مربوط به سیستمهای توصیفی بین المللی در جداول 28 و29 خلاصه شده است. کاربرد میکروموفولوژی میتواند با خلاصه کردن مثالهائی از علوم خاک، باستانشناسی و علوم کواترنری مشخص شود.
کاربرد میکرومورفولوژی و تکنیکهای وابسته به آن، بینش های مشخص به فرآیندهای خاک را همانطور که تحت تاثیر مکانیسمهای فیزیکی، زیست شناختی و کاربری اراضی قرار گرفته اند، ارائه می‌کند (Miedema 1997). این سیستم برای تعیین اثرات تکنیکهای مختلف کشت بر خاک (Drees et al. 1994) و اثرات متقابل خاک و گیاهان خاک (Kooistra 1991) بکار رفته است. بعنوان یک نمونه، دیویدسون و همکاران (2002) اثرات جانوران بر روی ویژگیهای خاک علفزارهای مراتع مرتفع از طریق کاربرد میکرومورفولوژی خاک را مطالعه کردند. انتشار هشت نوع مختلف فضولات جانوری در افقهای بالائی خاک از طریق شمارش نقطه ای، کمی شده است. در هر دو افق آلی (H) و افق تجمع مواد آلی و معدنی (Ah)، تمام حجم خاک از فضولات حاصل از کرمهای کوزه[82] و کرمهای خاکی تشکیل شده است. بنابراین، آنالیز میکرومورفولوژی  قادر به  اثبات این است که مواد اولیه آلی در این افقها در ابتدا از یک دامنه محدود جانوران خاک ایجاد شده است.
مطالعات اولیه در مورد میکرومورفولوژی بعنوان کاربرد در باستانشناسی شدیدا بر تفسیر محیطی دیرینه خاکهای مدفون بعنوان ابزار تهیه زمینه های محیطی برای سایت های باستانشناسی متمرکز بوده است .
این یک نگرانی کلیدی باقی میماند اما توجه به سنگواره شناسی[83] سایت و اثر گسترده تر فعالیت آنترپوژنیک بر لنداسکیپ خاک افزایش یافته است. کورتی و همکاران (1994) روشهای که میکرومورفولوژی میتواند به فهم روابط بین محیط و رفتار انسانی کمک کند را روشن کردند. آنها آنالیز داخل-سایت[84] (تغییر شکل های ساختاری آنتروپدونیک، اثرات جانوران، رسوبات انسان ساخت و تنوع فضائی و مکانی) و آنالیز بیرون سایت[85]  (عمل کاربری اراضی و تغییرات خاک حاصل از فعالیتهای انسان و اثرات آنها بر روی پویائی لنداسکیپ) را خلاصه کردند. بعنوان یک مثال، آنها ساختارها و کالبدهای همراه با چنین اعمال کاربری اراضی مانند بریدن[86] و سوزاندن، ریشه کن کردن[87] ، شخم زدن، کوددهی، آبیاری، فعالیت های باغبانی و چراندن گله لیست کردند. بنابراین شخم زدن، بعنوان مثال، منجر به ایجاد پوسته های ضعیف تکه تکه شده[88] ، پوشش ها و مواد الحاقی رسی سیلتی غباری[89] اختلاط افقها، از بین رفتن اجزاء ریز، کاهش فعالیت های بیولوژیکی و تغییرات در فابریک های زیست شناختی میشود.
جدول 28 واژه شناسی در میکرومورفولوژی
کالبد خاک
ساماندهی کلی وضعیت یک خاک همانطور که بوسیله آرایش فضایی اجزای خاک (جامدات و منافذ) بیان شده است.
ساختار خاک
اندازه، شکل و آرایش ذرات اولیه و منافذ در موارد دارای ساختمان و فاقد ساختمان و اندازه، شکل و آرایش هر نوع خاکدانه موجود.
ریز ساختار خاک
ساختارهای آشکار در بزرگنمایی بیش از 5 برابر
مواد ریز و درشت
طبقه بندی بین مواد ریز و درشت برای مثال 10 میکرومتر و 2 میکرومتر
اجزای اصلی
اینها ساده ترین ذرات معدنی و آلی مشاهده شده در مقطع نازک هستند. آنها ساختمان بلوک ها را به ساماندهی خاک تشکیل میدهند.
زمینه
واژه عمومی جهت توصیف مواد ریز و درشت که مواد اصلی خاک را تشکیل میدهند.
ریز توده
واژه کلی برای ذرات ریزتر
عوارض خاکساخت
یک واحد مشخص کالبد که در تقابل با مواد خاکی مجاور برجسته است مانند پوشش های رسی در منافذ و نوذولهای اکسیدهای آهن.
 
جدول 29 شبکه توصیفی برای میکرومورفولوژی
1 ساختار
به مواد ریز و درشت تقسیم بندی شده است.
2 زمینه
3 اجزای آلی
(a) بقایای گیاهی (بیش از 5 سلول متصل دربافت اصلی)
(b) مواد ریز آلی (کمتر از 5 سلول و شامل اجزای آلی آمورف)
(c) رنگ آمیزی رنگدانه های آلی- کل یا بخشی از ریز ساختار عوارض خاکساخت مدفوعی میتواند تحت این عنوان توصیف شود
4 رخساره های تغلیظ بافتی
رخساره های همراه با یک افزایش غلظت مواد در یک اندازه مشخص مانند پوشش، پرشدگی‌ها، کلاهک‌ها
5 رخساره های تغلیظ آمورف
ظاهر شدن آمورف در نور قطبی صفحه ای (PPL)، ناهمسان در نور قطبی متقاطع (XPL) سه نوع مشخص شده در نور برخوردی مایل (OIL) هستند.
(a) رنگهای قهوای تیره یا سفید اجزاء آلی
(b) رنگهای سیاه تا قهوه ای زرد اکسیدها و هیدروکسیدهای منگنز
(c) رنگهای قهوه ای زرد تا قهوه ای قرمز- اکسیدها و هیدروکسیدهای
اینها مانند نودولها، تفکیک شده ها (مانند ماتلها) که تلقیحی هستند وجود دارند.
6 رخساره های تغلیظ کریستالی
مانند رخساره های شامل اکسیدهای آهن، گچ و گیبسیت
میکرومورفولوژی در علوم کواترنری بصورت اولیه از طریق مطالعه خاکهای مدفون مشارکت داشته است. بعنوان یک مثال، زارات و همکاران (2000) نقش ویژه را که آنالیزهای میکرومورفولوژیکی میتواند در مطالعه 5 متر آبرفت های هولوسن در آرژانتین را ایفا کند را اثبات کردند. تغییرات در نسبت پوسته ها:دیاتومه‌ها: مواد درشت غیر بیوکلاستیک (مانند کوارتز، فلدسپات ها) جهت بررسی روشهای رسوبگذاری مختلف طی زمان بکار رفته است. بعنوان مثال واحدهای آبرفتی و بادی بالائی بوسیله ذرات درشت غیر بیوکلاستیک غالب شده اند. دو خاک قدیمی در مقاطع نازک بوسیله حضور اجزای ریشه که بخشی از آنها تخریب شده و ناهمسان سیاه[90] و حاصل از پوشش گیاهی اصلی مشخص شده اند. تغییرات ریز ساختاری بخش پایینی مقطع در منطقه نشان میدهد که اصلاح پدوژنیک کالبد رسوبی بطور وسیع رخ داده است. حضور فضولات جانوری بهم پیوسته در خاکهای قدیمی بر اثر جانوران گذشته خاک دلالت دارد. در مجموع، اطلاعات میکرومورفولوژیکی میدانی بنیانهائی جهت بازسازی خاک-رسوبی[91] برای هولوسن در منطقه پامپاس آرژانتین ارائه می کند. یک روش جایگزین، مطالعه تشکیل خاک بر روی سطوح با سن مختلف است. سرواستاوا و ژارکالش (2002) طبیعت پلی ژنتیک خاکها بر روی دشتهای گنگ از طریق آنالیز میکرومورفولوژیکی نمونه های جمع شده از سطح خاک در دامنه زمانی بین 135000 تا کمتر از 500 سال گذشته را اثبات کردند. علاقه ویژه تخریب عوارض خاکساخت[92] رسی اولیه بوسیله سفیدشدگی[93] ، از دست دادن آرایش ترجیحی و گسترش یک ظاهر لکه‌ای درشت[94] وخردشدگی[95] ، در مقابل، عوارض خاکساخت رسی از خاکهای جدیدتر ضخیم، صاف شدیدا بریفینژنت[96] و میکرولامینا[97] بود.
کمپ (1998) نقش میکرومورفولوژی در تحقیقات پالئوپدولوژی را بررسی کرد و بر اهمیت متکی بر ترکیب چنین رخساره های مانند کانالها، فضولات جانوری، سودومورفهای[98] ریشه کلسیتی شده و پوشش های رسی انباشته[99]  تاکید کرد. او روشن کرد چالشهای بنیادی بعلت  طبیعت پلی ژنتیک خاکها بوده است و این حقیقت که در خاکهای معاصر ، جنبه هائی که ممکن است در تعادل با شرایط محیطی فعلی نباشد. این مسئله او را به سمت بحث مشکلات همپایانی[100] هدایت کرد. نتیجه پایانی مشابه میتواند از ترکیب های متغیر فرآیندها حاصل شود. او با مراجعه به افقهای آرجیلیک این را تصور کرده است: در مطالعات کواترنری نگاه سنتی، توجه به تجمع رس انباشته  همانطوریکه تحت پوشش جنگلی پایدار و در اقلیم معتدل (بین یخچالی) و بطور فصلی خشک روی میدهد، میباشد. کمپ استدلال میکند که چنین انباشتگی[101] میتواند تحت یک دامنه شرایط محیطی رخ دهد و بنابراین اینکه پیشنهاد شود یک شرایط محیطی دیرینه خاص  بعلت شواهد رس منتقل شده است، غلط خواهد بود.
بطور خلاصه، تحلیل میکرومورفولوژیکی میتواند اطلاعات مشخص بر فرآیندهای گذشته تشکیل خاک و رسوب ارائه دهد. گسترش مداوم تکنیک های آنالیز تصویر در حال ترغیب روشهای کمی بیشتر است. در هر حال، تحقیق با استفاده از تحلیل میکرومورفولوژیکی معمولا با روشهای دیگر ترکیب شده است. برای مثال، با آنالیزهای فیزیکی و شیمیائی خاک، آنالیزگرده و پذیرفتاری مغناطیسی، ژئوشیمی آلی و آنالیز میکروپروب ترکیب شده است.
References
Brewer, R. and Sleeman, J.R. (1988) Soil Structure and Fabric, East Melbourne: CSIRO Publications.
Bullock, P., Fedoroff, N., Jongerius, A., Stoops, G., Tursina, T. and Babel, U. (1985) Handbook for Soil Thin Section Description, Wolverhampton: Waine Research Publications.
Courty, M.A., Goldberg, P. and Macphail, R.I., (1994) Ancient people – lifestyles and cultural patterns, Proceedings 15th World Congress of Soil Science, 250–269.
Davidson, D.A., Bruneau, P.M.C., Grieve, I.C. and Young, I.M. (2002) Impacts of fauna on an upland grassland soil as determined by micromorphological analysis, Applied Soil Ecology 20, 133–143.
Drees, L.R., Karathanasis, A.D., Wilding, L.P. and Blevins, R.L. (1994) Micromorphological characteristics of long-term no-till and conventionally tilled soils, Soil Science Society of America Journal 58, 508–517.
FitzPatrick, E.A. (1993) Soil Microscopy and Micromorphology, Chichester: Wiley.
Kemp, R.A. (1998) Role of micromorphology in paleopedological research, Quaternary International 51/52, 133–141.
Kooistra, M.J. (1991) A micromorphological approach to the interactions between soil structure and soil biota, Agriculture, Ecosystems and Environment 34(1–4), 315–328.
Kubiena, W.L. (1953) The Soils of Europe, London: Murphy.
Miedema, R. (1997) Applications of micromorphology of relevance to agronomy, Advances in Agronomy 59, 119–169.
Srivastava, P. and Parkash, B. (2002) Polygenetic soils of the north-central part of the Gangetic Plains: a micromorphological approach, Catena 46, 243–259.
Zarate, M., Kemp, R.A., Espinosa, M. and Ferrero, L. (2000) Pedosedimentary and palaeo-environmental significance of a Holocene alluvial sequence in the southern Pampas, Argentina, Holocene 10, 481–488.
 
DONALD A. DAVIDSON                           (مترجم: امید بیات)
 
MINERAL MAGNETICS IN GEOMORPHOLOGYکانیهای مغناطیسی در ژئومرفولوژی
تجزیه وتحلیل کانیهای مغناطیسی (یا مغناطیس محیطی) ابزاری جهت تشخیص ویژگیهای نمونه خاک، رسوب یا سنگ بر اساس ویژگیهای مغناطیسی آنها ارائه میکند. همانطوریکه بوسیله تحقیقات مغناطیس سنگ اثبات شده است (Dunlop and Ozdemir 1997)، خاکها، رسوبات ناپیوسته و سنگهای جامد همگی ویژگیهای مغناطیسی نشان میدهند. این ویژگیها میتوانند بصورت کمی درآیند تا اطلاعاتی درباره انواع کانیهای مغناطیسی موجود، غلظت آنها و در برخی موارد اندازه ذرات مغناطیس آشکار کنند. این روش از بسیاری اصول بنیادی روشهای تشخیص دیگر مانند اندازه، شکل، رنگ، ترکیب کانی شناسی یا شیمیائی استفاده میکند و بنابراین برای ژئومرفولوژیست ها یک دامنه یکسان کاربردهای بالقوه عرضه میکند.
رفتار مغناطیسی مواد میتواند بطور کلی در سه نوع طبقه بندی شود : دیامگنتیک[102] (مانند کوارتز، فلدسپات و آب)، پارامگنتیک[103] (مانند اولیوین، پیروکسن و بیوتیت) و فرومگنتیک[104] (مانند مگنتیت و هماتیت). دو نوع اول پدیده های مغناطیسی نسبتا ضعیف هستند. در حالیکه چنین موادی یک پاسخ مغناطیسی قابل اندازه گیری در حضور یک میدان مغناطیسی خارجی (بعلت تغییرات ناشی از حرکات الکترونی درون اتمهای اصلی) تولید می کنند، آنها قابلیت نگهداری پسماند میدان مغناطیسی را ندارند. بنابراین وقتی میدان حذف شود، حرکات الکترونی به رفتار قبلی بر میگردد و ویژگیهای مغناطیسی آنها متوقف میشود و این امرمنجر به عدم وجود خاصیت مغناطیسی خودبه خود خالص دراین مواد میشود.
در مقابل، کانیهای فرومگنتیک پاسخ مغناطیسی قویتر در حضور یک میدان مغناطیسی نمایش میدهند و در برخی موارد میتوانند یک حافظه (پسماند[105]) میدان مغناطیسی پس از حذف آنرا حفظ کنند (مغناطیسی بودن خود به خود). رفتار فرومغناطیس به نوبه خود میتواند به 3 کلاس فرعی طبقه بندی شود. بیشترین علاقه در زمینه ژئومرفولوژی به انواع فری‌مگنتیک (مگنتیت، مگهمیت و گریگیت) و آنتی فرومگنتیک ناقص(کانتد) مانند هماتیت و گوئتیت است. این دو گروه وقتی در معرض اندازه گیریهای آزمایشگاهی خاص قرار میگیرند رفتار مغناطیسی متضاد نشان میدهند. اگرچه رفتار مغناطیسی آنها همچنین با ترکیب دقیق و اندازه ذرات آنها تغییر میکند. علاوه بر این، بسیاری نمونه های طبیعی حاوی مجموعه  کانیهای مخلوط با غلظت ها و اندازه ذرات متنوع هستند که منجر به رفتار مغناطیسی پیچیده میشوند.
اندازه گیریهای معمول (جدول 31) در دماهای معمولی بینشی اولا به کانی شناسی مغناطیسی، غلظت و اندازه ذرات درون یک نمونه و ثانیا یک تشخیص (اثرانگشت[106]) در مورد نمونه ارائه می‌کند. در مطالعات پیشرفته‌تر ویژگیهای مغناطیسی وابسته به دما ممکن است اندازه گیری شود. همانطوریکه اینها ممکن است شواهد قطعی در کانی شناسی، غلظت و اندازه ذرات مغناطیسی ارائه کند.
مزیتهای تکنیک های کانی های مغناطیس شامل سادگی در اندازه گیری، انجام تعداد زیاد نمونه بصورت نسبتا سریع، طبیعت غیر مخرب (حداقل برای نمونه های دمای اتاق) و هزینه نسبتا اندک است. در هر حال، مهمترین مزیت حساسیت روش هست بطوریکه در اکثر موارد اختلافات در غلظت‌های اکسید آهن می تواند شناخته شود در حالیکه مقادیر آنها پائینتر از تفکیک پذیری روشهای دیگر مانند تفرق اشعه ایکس، آنالیز حرارتی افتراقی[107] و یا عصاره گیری شیمیائی افتراقی[108] است.
تحلیل کانیهای مغناطیسی دارای دامنه کاربرد در مطالعات محیطی میباشد (جدول 32). در زمینه ژئومرفولوژیکی 2 تا از چنین کاربردهائی مورد توجه ویژه قرار گرفته است : 1) مطالعات هوادیدگی/ پدوژنز و 2) ردیابی رسوب. تغییر و توزیع مجدد آهن که محیط خاک رخ میدهد اغلب در تغییرات در ویژگیهای مغناطیسی منعکس شده و انواع خاکهای معین ممکن است تنوعات مشخصه در علائم مغناطیسی با عمق نشان دهند (Maher 1986). یک پدیده معمول افزایش ویژگیهای مغناطیسی خاک سطحی (برای مثال مقادیر بیشتر نسبت به خاک عمقی) جائی که ذرات ریز مگنتیت و مگهمیت در نتیجه تغییر بیوژئوشیمی آهن هوادیده شده از کانیهای دیگر تشکیل شده اند (Dearing 2000). مانند تغییرات دیگر ایجاد شده بوسیله هوادیدگی و / یا پدوژنز، همه چیزهای دیگر برابر هستند، درجه تغییر رگولیت[109] ممکن است با زمان افزایش پیدا کند (اگرچه نه لزوما در یک روند خطی). بنابراین در برخی موارد، سطح تغییر مغناطیسی ممکن است بعنوان یک روش تعیین سن نسبی بکار رود (برای مثال، White and Walden1994; Walden and Ballantyne 2002  ).
 
 جدول 31. پارامترهای معمولی کانیهای مغناطیسی (در دمای اتاق) و تفسیر بنیادی آنها
پارامتر تفسیر
χ (10-6m3kg1-1) پذیرفتاری مغناطیسی ویژه جرمی در میدان مغناطیسی پائین اولیه است. این پارامتر در یک میدان مغناطیسی کوچک اندازه گیری شده و فاقد پسماند است. مقادیر آن تقریبا متناسب به غلظت کانیهای فری مگنتیک در نمونه است.
fd(10-6m3kg-1)χ پذیرفتاری وابسته به فرکانس. این پارامتر تنوعات پذیرفتاری مغناطیسی با فرکانس بکار رفته میدان مغناطیسی متناوب را اندازه گیری می کند. مقادیر آن متناسب به مقدار ذرات مغناطیسی که اندازه آنها در مرز ذرات منفرد پایدار یا سوپر مگنتیک (<0.1µm) است.
ARM (10-6m3kg-1)χ ARM متناسب به غلظت ذرات فری مگنتیک در دامنه ابعاد 02/0 تا 4/0 میکرومتر (ذرات منفرد پایدار) است. نتیجه نهائی میتواند بعنوان ARM ویژه جرمی به ازاء واحد میدان پایدار بکار رفته، بیان شود.
SIRM (10-6Am2kg-1) مغناطیسی شدن پسماند همدمای اشباع، بالاترین مقدار پسماند مغناطیسی است که میتواند در یک نمونه بوسیله یک میدان مغناطیسی قوی ایجاد شود. مقادیر SIRM وابسته به غلظت تمام کانیهای حاوی پسماند در نمونه است اما به اجتماع نوع کانی و ابعاد ذرات کانی بستگی دارد.
Soft IRM (10-6Am2kg-1) مقدار پسماند حاصل شده بوسیله یک نمونه بعد از تجربه یک میدان مغناطیسی اعمال شده .40mT
در چنین میدانهای ضعیف،ضد پسماند زیاد، کانیهای کانتد آنتی فرو مگنتیک مانند هماتیت یا گوئتیت، حتی در ذرات ریز در IRMشرکت نمی کنند . بنابراین مقدار آن تقریبا متناسب به غلظت ضد پسماند پائین، کانیهای فری مگنتیک (مانند مگنتیت) درون نمونه هست اگرچه وابستگی به ابعاد ذرات نیز وجود دارد.
Hard IRM (10-6Am2kg-1) مقدار پسماند حاصل شده در یک نمونه فراتر از یک میدان بکار رفته300mT. در میدانهای 300mT ، اکثر کانیهای فری مگنتیک قبلا اشباع خواهند شد و بنابراین مقدار تقریبا متناسب به غلظت کانیهای کانتد آنتی فرومگنتیک درون نمونه است.
IRM backfield ratios پارامترهای مغناطیسی شدن مختلف میتواند بوسیله اعمال مغناطیس "معکوس"  به یک نمونه قبلا اشباع شده بدست آید. مغناطیسی شدن در چنین میدان معکوسی میتواند بعنوان یک نسبت IRM field/SIRM بیان شود و میتواند بین انواع کانیهای فری مگنتیک و کانتد آنتی فرومگنتیک متمایز شود.
 
 
تمایز خاکهای سطحی و عمقی بر مبنای ویژگیهای مغناطیسی آنها بطور وسیع در مطالعات ردیابی رسوب در سیستم‌های دریاچه و رسوبات سیلابی بکار رفته است (برای مثال Dearing et al. 1985; Dearing 2000 ) و در مقیاس حوضه آبخیز، خاکها بر اساس تفاوت لیتولوژی مواد مادری میتوانند متمایز شوند. پتانسیل قابل توجهی برای ویژگیهای مغناطیسی وجود دارد تا در مطالعات فرسایش خاک و توزیع مجدد بر روی سیستم های تپه ای بکار روند، جائی که آنها ممکن است روشهای دیگر مانند رادیونوکلئیدهای مصنوعی را تکمیل کند. با وجود منافع روش، کاربران بایستی از فرضیات اساسی و مشکلات بالقوه آگاه باشند. دو مشکل کلیدی 1) توانائی جهت شناخت و مشخص کردن تنوع پذیری انواع منشاءرسوبات بالقوه و 2) اعتبار فرض آنکه ویژگیهای مغناطیسی طی انتقال و رسوبگذاری نهشته ها بدون تغییر میمانند (Dearing 2000).   
 
جدول 32. کاربردهای محیطی تحلیل کانیهای مغناطیسی
کاربرد محیط رسوبی مثال
همبستگی رسوب دریاچه ای، یخچالی، لس، سیلابی، دریائی، فرسایش خاک و غیره. همبستگی لایه های هاینریش[110]          در رسوبات آتلانتیک شمالی
ردیابی منشاء رسوب دریاچه ای، یخچالی، لس، سیلابی، دریائی، فرسایش خاک و غیره. مناطق منشاء توالی رسوبات یخچالی. فرسایش خاک به درون سیستم های رودخانه ای/دریاچه ای
هوادیدگی/ فرآیندهای تشکیل خاک خاکهای معاصر، رسوبات واریزه ای، شناسائی خاکهای قدیمی، سطوح مخروطه افکنه. سن نسبی سطوح هوادیده/ پدوژنیک، ثبت تغییرات اقلیمی در رسوبات لسی چین
علامت گذاری مصنوعی رسوب سیلابی ردیابی جابجائی رسوبات سیلابی
پایش آلودگی رسوبات آلی اخیر، زهکشی شهری، آلودگی جوی انتشار گازهای صنعتی از نیروگاههای ذغالسنگی برق.
 
 
References
Dearing, J.A. (2000) Natural magnetic tracers in fluvial geomorphology, in I.D.L. Foster (ed.) Tracers in Geomorphology, 57–82, Chichester: Wiley.
Dearing, J.A., Maher, B.A. and Oldfield, F. (1985) Geomorphological linkages between soils and sediments: the role of magnetic measurements, in K. Richards, R.R. Arnett and S. Ellis (eds) Geomorphology and Soils, 245–266, London:
George Allen and Unwin.
Dunlop, D.J. and Ozdemir, O. (1997) Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers, Cambridge: Cambridge
University Press.
Maher, B.A. (1986) Characterization of soils by mineral magnetic measurements, Physics of Earth and Planetary Interiors 42, 76–92.
Maher, B.A. and Thompson, R. (eds) (1999) Quaternary Climates, Environments and Magnetism,
81–125, Cambridge: Cambridge University Press.
Thompson, R. and Oldfield, F. (1986) Environmental Magnetism, London: Allen and Unwin. Walden, J. and Ballantyne, C.K. (2002) Use of environmental magnetic measurements to validate the vertical extent of ice masses at the last glacial maximum, Journal of Quaternary Science 17(3), 193–200.
Walden, J., Oldfield, F. and Smith, J.P. (eds) (1999) Environmental Magnetism: A Practical Guide, London: Quaternary Research Association.
White, K. and Walden, J. (1994) Mineral magnetic analysis of iron oxides in arid zone soils, Tunisian Southern Atlas, in K. Pye and A.C. Millington (eds) The Effects of Environmental Change on Geomorphic Processes and Biota in Arid and Semiarid Regions, 43–65, Chichester: Wiley.
 
SEE ALSO: soil geomorphology; tracer
JOHN WALDEN           (مترجم: امید بیات)
 
MINING IMPACTS ON RIVERS - اثرات استخراج معادن بر رودخانه­ها
استخراج فلزات سنگین مثل سرب، روی، مس، طلا و نقره از زمان شروع فلز کاری بر محیط رودخانه­ها تأثیر داشته است. پیامدهای آلودگی در رابطه با استخراج فلزات سنگین از رسوبات آبرفتی و یا سنگهای ا صلی میزبان، به عنوان بزرگترین اثرات بر سیستم رودخانه­ها از شروع انقلاب صنعتی در سال 1800 شناخته شده­اند. سرانجام و عاقبت مواد آلوده کننده فلزی مشابه رسوبات طبیعی می­باشد و ممکن است آنها درون آبراهه­ها و یا در زمین­های سیلابی جمع شوند و یا از طریق آبراهه­ها به مصب رودخانه­ها و اقیانوس­ها به خارج از سیستم منتقل گردند. ارتباط و پیوند سیستم­های انتقال رودخانه­ها، مصب رودخانه­ها و اقیانوس­ها به علاوه ظرفیت ذخیره سازی موجود در  رودخانه­ها است که چگونگی توزیع اینگونه رسوبات دارای مواد فلزی را در یک آبخیز تعیین می­کند.
یک ارزیابی کاملاً گسترده و همه جانبه از عاقبت و چگونگی ذخیره مواد آلوده کننده مربوط به استخراج معادن در شمال شرق انگلستان نشان داده است که فقط مقدار کمی از فلزات به خارج و به معبر رودخانه هامبر[111]  انتقال داده شده و بقیه آنها در رودخانه و در سیستم­های مربوط به آن ذخیره شده است (Macklin et al. 2000).
 بعلت باقی ماندن فلزات سنگین در رودخانه­ها و دشت­های سیلابی آنها به مدت طولانی (بین 10 تا 10000 سال) رسوبات آلوده به مواد معدنی به عنوان منابع اصلی آلوده کننده در آینده عمل خواهند کرد. فرسایش طبیعی آبراهه­ها و فرآیندهای رسوب گذاری، در توزیع و پراکندگی مجدد اینگونه مواد آلوده کننده و در انتقال هر گونه مواد به داخل آبراهه­ها و بطرف پائین رودخانه­ها، مهم هستند. رسوبات رودخانه­ای بصورت مکانی و زمانی هستند و چگونگی تغییرات در عملکردهای رودخانه­ها از نظر وفور و بزرگی (از نظر فرسایش و رسوب‌گذاری) در اثر عوامل اصلی (مثل تغییرات اقلیمی و یا تغییر در کاربری اراضی) و یا در اثر عوامل فرعی (مثل تنظیمات آستانه­ای[112]) منعکس میکند. توزیع فلزات در سیستم رودخانه­ا‌ی همچنین پیچیده است و در اکثر محیط‌های رودخانه­ای همگن، اغلب امکان دارد که رسوبات مربوط به قبل از استخراج معادن، رسوبات زمان استخراج معادن و رسوبات دوره بعد از استخراج معادن را از طریق انجام آزمایش توالیهای عمودی کران پوشهای[113] تعیین کرد. عمیق­ترین و قدیمی­ترین واحدهای اینگونه لایه­های رسوبی ممکن است حاوی اثرات ژئوشیمیایی  حوضه آبخیز قبل از دستکاری و بهم زدن آنها توسط انسان باشد. با بررسی رسوبات لایه­های بالاتر، ممکن است با تغییراتی در مقادیر فلزات در رسوبات که منعکس کننده اثر فعالیت­های انسانی در منطقه تحت پوشش است، مواجه گردید. در هر حال، مطالعات گوناگون (Macklin et al. 1994; Taylor 1996) نشان داده است که نقش فعالیت در زمینه استخراج معادن بر رسوبات دشت­های سیلابی بسادگی مشخص نشده است. جنگل زدائی انسانی قبل و بعد از صنعتی شدن، ممکن است شواهد ژئوشیمیایی پیش بینی شده مربوط به آبرفت­های رسوبی تشکیل شده را از طریق کم رنگ کردن علائم آلوده کننده و یا از طریق فرسایش و انتقال رسوبات از مناطق معدنی که بصورت طبیعی  غنی از فلزات سنگین هستند، بهم زده باشد. از نظر ژئومرفولوژی دشت های سیلابی ایجاد تغییرات در دشت­های سیلابی مانند ایجاد تراس ها[114] لویها[115] ، محیط‌های پشت آبراهه‌ای، دریاچه­ها و میان برها[116]، ممکن است کنترل شدید واساسی بر نحوه توزیع فلزات در محیط­های سیلابی داشته باشند بطوریکه توالی‌های رسوبات کرانپوش ممکن است تغییرات قابل ملاحظه­ای در غلظت فلزات سنگین بصورت جانبی و عمودی نشان دهند.
انتقال فلزات به رودخانه ها تحت الشعاع چهار مکانیسم قرار دارد : (Lewin and Macklin 1987) : (1) طبقه بندی هیدرولیکی بر اساس اندازه فردی ذرات و دانسیته معدنی، (2) پراکندگی شیمیایی، حلالیت، جذب ، تشکیل کمپلکس های آهن و منیزیم و جذب آلی [تجمع زیستی[117] در گیاهان و حیوانات] ،(3) رقیق شدگی بوسیله رسوبات تمیز و غیر آلوده، (4) افت و کاهش آنها و تبادل با رسوبات دشت­های سیلابی. تحرک مجدد شیمیایی و پراکندگی فلزات به عنوان یک مشکل اساسی، مخصوصاً با توجه به زهکشی اسیدی معادن که دارای pH پائین است وسبب تغییرات در شرایط رداکس[118] میتواند فلزات همراه رسوبات یاجذب شده را از مواد معدنی نسبتا پایدار به آب‌ها و مواد رسوبی جانبی آزاد کند، کماکان باقی میماند. تغییرات در وضعیت شیمیایی آب‌ها و رسوبات، میتوانند حلالیت، تحرک و دست یابی زیستی[119] رسوبات آلوده به فلزات را افزایش داده و آنها را برای محیط‌های اطراف مضرتر سازند.
انتقال ضایعات مربوط به استخراج معادن به سیستم‌های رودخانه‌ای ممکن است به یکی از دو روش «پراکندگی غیر فعال[120]» و یا «دگرگونی فعال[121]" انجام گیرد (Macklin 1987 Lewin and). در روش «پراکندگی غیر فعال»، سیستم رودخانه آلوده به فلزات در حالت تعادل باقی می­ماند و ضایعات فلزی همراه با بار رسوبات طبیعی منتقل می­شوند بطوریکه هیچگونه تغییر و دستکاری مهم از نظر زمین ریخت شناسی در آبراهه­ها و دشت­های سیلابی ایجاد نخواهد شد.
روش «دگرگونی فعّال» همراه با افزایش بار زیاد رسوبات است و بصورتی است که منجر به دگرگونی اساسی در نوع، شدت و/یا بزرگی و مقادیر و فرآیندهای ژئومرفیک که کنترل کننده تغییرات در مورفولوژی آبراهه­ها هستند، میگردد(Miller 1997). گیلبرت در سال 1917، اثرات استخراج معادن طلا در منطقه سیرا نوادا آمریکا بر رودخانه ساکرامنتو و شاخه های فرعی آن بین سالهای 1855 و 1884، تشریح کرد. گیلبرت (1917) توضیح داده است که چگونه ضایعات استخراج معادن طلا باعث بالا رفتن سریع ارتفاع بستر شاخه‌های فرعی رودخانه ساکرامنتو در زمان استخراج معادن و قطع استخراج شده است. زمانیکه انتقال  خرده سنگهای[122] مربوط به استخراج معادن کاهش میابد، متعاقباً فرآیند بریدگی جایگزین فرآیند آبرفت گذاری[123] میگردد و رسوبات طی زمان به شکل موج مانند به پائین دست رودخانه انتقال می­یابد. در هر حال شدت بریدگی بستر رودخانه (بازیابی) بطور چشمگیر کمتر از مقدار آبرفت گذاری خواهد بود (James 1993). اثرات دیگر خرده­ سنگهای مربوط به استخراج معادن،  شامل ضرر سمیّت برای گیاهان کنار رودخانه­ها است که منجر به ناپایداری کرانه رودخانه­ و تغییر در تامین  رسوبات در منطقه آبراهه و در نهایت باعث دگرریختی[124]  رودخانه از حالت مئاندری[125] به کانال رودخانه‌ای گیسوئی میگردند. در حوضه رودخانه رنیگاروما[126]  در تاسمانی، استخراج معادن قلع طی قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم، سبب تغییرات اساسی در عرض و نمای[127] 
 رودخانه رینگاروما شده است (Knighton 1989, 1991) بطوریکه بستر آبراهه­ با فرآیند آبرفت­ گذاری به مقدار بیشتر از 10 متر بالا آمده و عرض رودخانه بیش از 300 درصد افزایش یافته است. وضعیت حوضه رینگاروما نسبت به رودخانه ساکرامنتو خیلی متفاوت بوده است زیرا منابع خرده سنگهای مربوط به استخراج معادن خیلی بیشتر پراکنده بوده است و چون رسوبات معدنی آن در طول رودخانه پراکنده شده است. اگرچه چرخه‌های آبرفت گذاری و فرسایش بستر رودخانه در مورد رودخانه رینگوروما مشخص است و تکه­های سنگ­های مربوط به استخراج معادن همراه موج رسوبات به طرف پائین رودخانه بوده می­­شوند، الگوی مکانی رودخانه (بخاطر ورود تکه سنگهایی از شاخه های فرعی رودخانه در تمام طول سیستم) بسیار متغیر است.
نقش انسان در تغییر کاربری اراضی  ممکن است خود را به شکلهای مختلف در رابطه با حوضه رودخانه نشان دهد. نقش انسان در رابطه با اثر مستقیم استخراج معادن بر روی رودخانه، میتواند به دگرگونی جدی و شدید آبراهه منتهی و منتج گردد و ممکن است باعث بهم ریختگی اساسی و کاملاً مشهود بر ساختارهای طبیعی محیط‌های سیلابی و تغییرات در نما و به دنبال آزادسازی حجم زیاد مواد سمی و وارد کردن آنها بطور مستقیم به داخل رودخانه، گردد. اثرات کمتر مشهود شامل ذخیره سازی مواد آلوده کننده سمی در بستر رودخانه­ها و دشت­­های میتواند باعث ذخیره و نگهداری طولانی مدت مواد آلوده کننده، بعد از آنکه فعالیت آلوده سازی از بین رفته است، گردد. اینگونه آلودگی­ها ممکن است منابع ثانویه اما بالقوه برای استفاده از اراضی بعنوان کاربری کشاورزی و کاربری شهری در آینده باشند.
References
Gilbert, G.K. (1917) Hydraulic mining debris in the Sierra Nevada, United States Geological Survey Professional Paper 105.
James, L.A. (1993) Sustained reworking of hydraulic mining sediment in California: GK Gilbert’s sediment model reconsidered, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 88, 49–66.
Knighton, A.D. (1989) River adjustment to changes in sediment load: the effects of tin mining on the Ringarooma River, Tasmania, 1875–1984, Earth Surface Processes and Landforms 14, 333–359.
——(1991) Channel bed adjustment along mineaffected rivers of northeast Tasmania, Geomorphology 4, 205–219.
Lewin, J. and Macklin, M.G. (1987) Metal mining and floodplain sedimentation in Britain, in V. Gardiner (ed.) International Geomorphology 1986 Part 1, 1009–1027, Chichester: Wiley.
Macklin, M.G., Ridgway, J., Passmore, D.G. and Rumsby, B.T. (1994) The use of overbank sediment for geochemical mapping and contamination assessment: results from selected English and Welsh floodplains, Applied Geochemistry 9, 689–700.
Macklin, M.G., Taylor, M.P., Hudson-Edwards, K.A.and Howard, A.J. (2000) Holocene environmental change in the Yorkshire Ouse basin and its influence on river dynamics and sediment fluxes in the coastal zone, in I. Shennan, and J. Andrews (eds) Holocene Land–Ocean Interaction and Environmental Change around the North Sea, 87–96, Special Publications 166, London: Geological Society.
Miller, J.R. (1997) The role of fluvial geomorphic processes in the dispersal of heavy metals from mine sites, Journal of Geochemical Exploration 58, 101–118.
Taylor, M.P. (1996) The variability of heavy metals in floodplain sediments: a case study from mid Wales, Catena 28, 71–87.
 
Further reading
Macklin, M.G. (1996) Fluxes and storage of sedimentassociated heavy metals in floodplain systems: assessment and river basin management issues at a time of rapid environmental change, in M.G. Anderson, D.E. Walling and P.D. Bates (eds) Floodplain Processes, 441–460, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: alluvium; floodplain; fluvial erosion quantification; fluvial geomorphology; sedimentation; threshold, geomorphic
MARK PATRICK TAYLOR                               (مترجم: امید بیات)
 
 
 
 
 
[1]- Symmetric
[2]- Static indeterminacy
[3]- Foreland
[4]- Fold-thrust
[5]- Down slope
[6]- Subsidence
[7]- Megacone
[8]- Braided
[9]-  Okavango Fan
[10]. Microstructures
[11]. Mantle plume tectonics
[12]Terrain
[13]Laagte
[14]Omuramb
[15]Dum
[16]Groundwater sapping
[17]Geological lineament
[18]Auob
[19]Nossop
[20]Kuruman
[21]Mulopo
[22]- Okavango Delta
[23]Makgadikgadi depression
[24]Letlhakane valley
[25]- Supraglacial
[26]- Condutis
[27]- Englacial
[28]- Moulins
[29]- Veins
[30]- Cold – Ice
[31]- Distributed
[32]- Discrete  
[33]- Nye
[34]- Rothisbergt
[35]-  Tunnel Valleys
[36]-  Chute Channel
[37] -Esker
[38] -  Duricrust
[39] - Scrap
[40] -  Relief Inversion
[41] -. Buttle
[42] - Limit Equilibrium
[43] - Plasticity
[44] - Static Equilibrium
[45] - Eliastic
[46] - Rupture  Surface
[47] - Rigid
[48] - Coulomb
[49] - Safety Index
[50] - Shear Stresses
[51] - Stress – Strain
[52] - Stress Reduction Method
[53] - Lower intertidal
[54] - Coral reef
[55] - Polyps
[56] - Porties
[57] -Great Barrier
[58] - Moating
[59] - Boulder ramparts
[60] - Impounded moats
[61] - Prairie mound
[62] - Pimple mound
[63] - Frost sorting
[64] - Communal redemnts
[65] - Termitaria
[66] - Groundwater vortice
[67] - Gulf Coast
[68] - Heuweltjies
[69] - Verdun
[70] - Gilgai
[71] - Craters
[72] - Drumlins
[73]-  Hummocks
[74] - Torabora
[75] - Gibraltra
[76] - Ruhr
[77] - Tarcrete
[78] - Mounds
[79] - Freeze-drying
[80] - Sawing
[81] - Lapping
[82] - Enchytraeids
[83] - Taphonomy
[84] - Intra-site
[85] - Off-site
[86] - Slash
[87] - Up-rooting
[88] - Fragment slaking crusts
[89] - Dusty silty clay intercalations and coatings
[90] - Blackisotropic
[91] - Pedosedimentary
[92] - Pedofeatures
[93] - Bleaching
[94] - Coarse speckled appearance
[95] - Fragmentation
[96] - Briefingent
[97] - Microlaminated
[98] - Pseudomorphs
[99] - Illuvial
[100] - Eqifinality
[101] - Illuviation
[102] - Diamagnetic
[103] - Paramagnetic
[104] - Ferromagnetic
[105] - Remanence
[106] - Fingerprint
[107] - Differential thermal analysis
[108] - Differential chemical extraction
[109] - Regolith
[110] - Heinrich
[111] - Humber
[112] - Threshold adjustments
[113] - Overbanks
[114] Terraces
[115] - Levees
[116] - Cut – Offs
[117] - Bioaccumulation
[118] - Redox
[119] - Bioavailability
[120] - Passive Dispersal
[121] - Active Transformation
[122] - Debris
[123] - Aggradation
[124] - Metamorphosis
[125] - Meandering
[126]-  Ringarooma
[127]-  Planform 
دفعات مشاهده: 49 بار   |   دفعات چاپ: 9 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.104 seconds with 885 queries by yektaweb 3506